Горы меридианального Уральского складчатого пояса.

V. Эрозионно-тектонические низкогорья и денудационные

равнины Южного Урала:

20. Зауральский пенеплен.

20. Низкогорья Мугоджар.

Г. Эпиплатформенные складчато-глыбовые горы Юго-Восточного Казахстана с формами рельефа древнего и современного оледенения.

VI. Г оры с реликтами донеогенового пенеплена, внутри-горными впадинами:

91

22. Казахстанский Алтай.

22. Саур.

22. Тарбагатай.

22. Жетысуский (Джунгарский) Алатау.

22. Северный Тянь-Шань.

22. Западный Тянь-Шань.

VII. Аккумулятивные равнины межгорных и предгорн впадин:

28. Зайсанская впадина.

28. Алакольская впадина.

28. Илейская впадина.

28. Южно-Прибалхашская предгорная впадина.

Рельеф платформенных равнин

/. Низменности и плато Прикаспийской впадины

Современный морфологический облик рельефа При­ каспийской впадины определен своеобразными геолого­ геоморфологическими процессами в условиях проявления региональных и локальных (соляная тектоника) неотекто-нических движений, четвертичных трансгрессий и регрессий Каспийского бассейна, преобладания в голоцене процессов аридного рельефообразования.

Все исследователи Западного Казахстана (ММ. Жуков, И.П. Герасимов, Ю.А. Мещеряков, Л.Б. Аристархова, MB. Проничева, П.В. Федоров и многие др.) отмечали своеобразие рельефа Прикаспийской низменности, Подуральского плато и Общего Сырта.

Площадное распределение типов, подтипов и форм рельефа, особенности морфологии, генезиса и возраста отражены на карте в легенде. Классификация рельефа основана на историко-морфогенетическом принципе. Четко прослежи­ вается пространственно-временное соответствие морфогенети­ ческих типов и подтипов рельефа генетическим типам четвертичных отложений.

Наиболее распространены аккумулятивные равнины хвалынской трансгрессии, которые претерпели ряд преобразо­ ваний в течение голоцена. Денудационные равнины характерны

92

для Подуральского плато и Общего Сырта. Каждый из выделенных типов и подтипов рельефа отличается рядом индивидуальных особенностей в пределах отдельных морфоструктур.

Геоморфологическая система Прикаспийской низменности представляет единство гетерогенных по происхождению типов, подтипов и форм рельефа плейстоцен-голоценового возраста. Морские низменные равнины сформировались в период хвалынской трансгрессии, в результате которой были размыты или перекрыты хвалынскими отложениями поверхности морских равнин бакинской и хазарской трансгрессий. Только в результате проявления новейших тектонических движений, роста солянокупольных структур в современном рельефе сохранились реликты нижнечетвертичной морской равнины юго-восточнее озера Шалкар. Это обширный приподнятый массив, сложенный глинами, суглинками, супесями, песками, поверхность которого слабо расчленена эрозионными ложбинами, оврагами и саями глубиной до 10 м. Здесь хорошо выражены изолированные соляные купола - «островные горы» Сынтас и Сасай (абсолютная высота 94 м).

Границы распространения хвалынской морской равнины хорошо прослеживаются по сохранившимся на отдельных участках абразионных уступах на высотах 49-50 м. Преобладает морская раннехвалынская низменная равнина, подвергшаяся действию континентальных процессов рельефообразования. Однако в результате сухости и равнинности территории рельеф еще «хранит следы морского прошлого».

По особенностям морфологии территория области подразделяется на подтипы. Слаборасчлененная равнина с многочисленными сорами и суффозионными понижениями расположена на западе области. Своеобразие морфологии равнины создано активной солянокупольной тектоникой. Растущие соляные бугры и холмы высотой 10-15 м разделены разной величины котловинами и понижениями глубиной 6 - 1 0 м, занятыми пересыхающими озерами и сорами.

Восточнее, до р. Жайык (Урала) широко развиты плоско­ волнистые равнины, расчлененные многочисленными эрозион­ ными ложбинами, слабо выраженными долинами временных

93

водотоков, с соровыми понижениями и относительными превышениями до 1 0 м.

Моделью типичных наклонных равнин раннехвалынской трансгрессии со следами древних дельтовых проток и речных разливов является поверхность Прикаспийской низменности, расположенная между меридиональным участком долины р. Жайык и Подуральским плато. Ее ограничивает горизонталь 49 м - граница максимального распространения раннехвалын­ ской трансгрессии.

Позднехвалынская слаборасчлененная равнина распро­ странена на юг от нулевой горизонтали - границы максималь­ ного развития позднехвалынской трансгрессии. На отдельных участках встречаются слабо выраженные береговые валы. Почти плоскую поверхность равнины изредка осложняют соры, суффозионные понижения - микрозападины, а также навеянные песчаные бугры.

С постепенной регрессией раннехвалынского, а затем и позднехвалынского морского бассейна, морские равнины подвергаются действию процессов континентального рельефо­ образования. Вслед за отступающим морем в пределах первичных морских равнин формируются аллювиально­ дельтовые, аллювиальные, озерные, озерно-аллювиальные, делювиально-пролювиальные и эоловые равнины.

Уникальны озерно-аллювиальные равнины, развитые в основном в пределах раннехвалынского морского бассейна западнее долины р. Жайык. Небольшие реки, стекая с возвышенности Общего Сырта, теряют свои воды, образуя слепые дельты и лиманы. Лиманами называют плоские понижения речного или озерно-речного происхождения, заливаемые весенними паводковыми водами. В плане озерно­ аллювиальные равнины представляют причудливую широко разветвленную сеть слабо врезанных русел, проток и озеровидных понижений глубиной 1-3 м.

94

Пойма р. Урал (Жайык)

Дельта р. Урал (Жайык)

В морфологии рельефа хорошо выражены Шежинские, Дюринские, Балыктынские и Озенские разливы —лиманы. На севере «лиманная» равнина достигает ширины 1 0 0 - 2 0 0 км (Шежинские и Дюринские разливы), а на юге она сужается до 20-30 км, образуя меридионально ориентированную поверх­ ность длиной около 80-90 км (Балыктынские разливы).

Аллювиально-дельтовые равнины наиболее ярко выражены восточнее р. Жайык. Они сформировались в дельтах много­ численных рек, берущих начало на возвышенностях Подуральского плато и впадающих в раннехвалынский морской

95

бассейн в период постепенной его регрессии. Равнины полого­ волнистые, с хорошо выраженными дельтовыми протоками, глубиной до 5 м. Они расчленены современными долинами рек Анкаты, Оленты, Конысшагыл и Калдыгайты.

Озёрные плоские или слабовогнутые равнины развиты в пределах морских равнин хвалынской трансгрессии. Они занимают небольшие изолированные площади, сложенные илами, глинами и суглинками. Примером может служить Аралсорская озерная (озерно-солончаковая) равнина, морфология которой нарушается соляными буграми, высотой 10-15 м и карстовыми формами рельефа. К равнинам данного типа следует отнести топкий солончак Солёные Грязи (хаки) длиной до 70 км. На юго-запад от солончака возвышаются островные возвышенности высотой более 30 м (гора Малая Богдо - 37 м), в карбонатных породах здесь наблюдаются карстовые пещеры и провалы.

Однообразие поверхности морских хвалынских равнин на юге нарушается массивами эоловых песков, которые формируются в результате перевевания хвалынских отложений, а на западе - аллювиально-дельтовых песков. По морфологии - это бугристые, бугристо-грядовые, бугристо-барханные закрепленные и полу закрепленные пески.

На юго-западе эоловая равнина представляет чередование широких песчаных гряд - нарынов с долинообразными понижениями - ашыками. Гряды с ашыками, шириной от 5 до 20 км и длиной до 20-30 км, простираются с северо-запада на юго-восток. Бугристые пески нарынов закреплены песчано-полынниками с еркеком. Начало формирования эоловых песчаных массивов относится ко времени регрессии хвалынского моря и осушения поверхности Прикаспийской низменности. Перевевание песков и формирование эолового рельефа продолжается и в настоящее время.

Поверхности позднехвалынских дельтовых равнин Жайыка (Урала) и Эмбы отличаются наличием своеобразных форм рельефа - бэровских бугров. Они представляют собой широтно ориентированные параллельно расположенные гряды длиной от нескольких десятков метров до нескольких километров, высотой в среднем 6-10 м, иногда до 15-20 м. Расстояние между ними

96

изменяется от 100-200 м до 1,0-1,5 км. Сложены гряды в основании морскими глинами, песками, суглинками, а сверху перекрыты эоловыми песками. Межгрядовые понижения между ними были затоплены новокаспийской трансгрессией, оставив­ шей солончаковые «лиманы», разделяющие бэровские бугры.

Данные формы рельефа впервые изучал К.М. Бэр в 1856 г. Существует несколько гипотез их происхождения: эрозионная, эоловая, подводно-дельтовая. Очевидно, на разных этапах формирования бэровских бугров участвовали разные процессы - сначала морские, затем эрозионные, сменившиеся эоловыми.

Прибрежная новокаспийская морская равнина, ограни­ ченная горизонталью - 2 2 м, отличается почти плоской поверхностью с многочисленными сорами, береговыми валами, соответствующими разному уровню положения береговой линии Каспия в историческое время. Современные участки морской равнины представлены сорами Мертвый Култук и Кайдак. На более возвышенных участках полуострова Бузачи наблюдаются также эоловые формы рельефа. Уникальными для данной территории являются грязевые вулканы — прямые признаки нефтегазоносности. Почти все обнаруженные грязевулканические формы развиты на поверхности соров.

Гипсометрически выше береговой линии раннехвалын­ ского морского бассейна развита- наклонная делювиально-пролювиальная равнина (по М. М. Жукову —равнина Предсыр-тового уступа). От денудационных возвышенных равнин плато она отделена тектонико-денудационным уступом высотой до 50-80 м, а от морской равнины - сохранившимся абразионным пологим уступом высотой до 10-15 м.

Делювиально-пролювиальная равнина развита также на пологих коренных склонах речных долин, расчленяющих Общий Сырт и Подуральское плато.

Наклонная поверхность равнины, сложенная лёссовидными суглинками, супесями и глинами, расчленена овражно-балочной сетью. Молодые растущие промоины и овраги глубиной от 3—5 до 1 0 м преобладают на делювиально-пролювиальной равнине шириной 10-15 км вдоль южных склонов Общего Сырта. На равнине пологих западных склонов Подуральского плато, наряду с оврагами, развиты балки, нарушающие однообразие

97

поверхности. Превышение межбалочных водоразделов над дном балок достигает 10-15 м. Процессы овражной эрозии протекают и в настоящее время в условиях аридного климата и медленных современных тектонических поднятий.

Сор Кайдак, грязевые вулканы, сальзы

Своеобразен рельеф Общего Сырта и Подуралъского плато, в формировании которого с позднего плиоцена преобладают процессы денудации. Характерная черта рельефа - ярусность. Четко прослеживается два яруса денудационного рельефа - структурные плато, разделенные уступом высотой 40-50 м. В пределах области расположена небольшая часть

98

южной окраины Общего Сырта. Это плоские, почти нерасчленённые водоразделы с абсолютными высотами от 2 0 0 до 250 м и плосковершинные увалы, разделяющие широкие долины правых протоков реки Жайык на широтном участке.

На горизонтально залегающих отложениях сыртовых глин, перекрытых лёссовидными суглинками, сформировались вол­ нистые слаборасчленённые структурные равнины - плато с относительными превышениями 5-10 м. На междуречьях встречаются денудационные останцы - шиханы, высотой 30-50 м.

На востоке аккумулятивные равнины Прикаспия ограни­ чены тектонико-денудационным уступом Подуральского плато,

• рельефе которого основными типами являются дочетвер-тичные структурные равнины, сформированные на отложениях мела и палеогена. Морфологический облик рельефа создан процессами соляной тектоники и денудации.

Наиболее высокий ярус рельефа плато представляют водораздельные массивы с абсолютными высотами от 2 0 0 до 250 м. В уступах, ограничивающих водоразделы, обнажаются меловые глины, мергели, известняки и мел. В результате эрозионно-денудационных процессов расчлененные крутые уступы образуют своеобразные формы рельефа — «меловые горы».

Максимальные высоты приурочены к хорошо выраженным

• рельефе соляным куполам с относительными высотами от 20-30 до 40-50 м. Отдельные из них называются горами. Они расположены на востоке, на границе с Актюбинской областью: гора Меловая (295 м), гора Алмастау (230 м) и гора Калпактытау (244 м). В пределах соляных куполов-гор развиты карстовые формы рельефа: карры, воронки, карстовые овраги, котловины.

Более низкий ярус рельефа образуют наклонные структур­ ные равнины на севере и северо-западе Подуральского плато, представляя сравнительно узкие водоразделы левых притоков Жайыка, а также рек, расчленяющих западный склон плато. Они прослеживаются в виде пологих увалов с относительными превышениями 10-15 м, реже —до 20 м. Склоны их расчленены короткими оврагами и балками.

99

Существенная роль в геоморфологическом строении территории принадлежит отдельным формам рельефа, нарушающим морфологическое однообразие типов и подтипов рельефа: речным долинам, карстовым и антропогенным (техногенным) формам.

Формирование речных долин Прикаспийской низменности и Подуральского плато тесно связано с трансгрессиями и регрессиями Каспийского бассейна. Долина широтного участка р. Жайык и ее притоков более древняя, чем меридионального, который формировался постепенно вслед за отступанием Хвалынского моря. В строении долин преобладает комплекс четвертичных аккумулятивных террас.

В долине р. Жайык (Урал) развиты широкая пойма и две, местами три надпойменные террасы. Пойма имеет три уровня: 1, 2-3 и 4—6 м. Она сложена песчано-глинистыми и песчаными современными отложениями, пересечена протоками и старицами. Высота террас на широтном и меридиональном участках различна. Первая надпойменная терраса (высотой 10-12 м над урезом воды и 13-15 м в Прикаспийской низменности) достигает 8-14 км ширины. Вторая надпойменная терраса раннехвалынского возраста (высотой 12-16 м в пределах низменности и 18-23 м в долине Подуральского плато) хорошо сохранилась на правобережье широтного участка Урала, а также в долинах рек Большая Хобда и Утва.

Наиболее древняя среднечетвертичная терраса (высотой от 20-25 до 30-40 м) прослеживается на широтном участке долины р. Жайык и его притоков. От нижерасположенных террас она отдалена эрозионными уступами, а на поверхности ее наблюдаются делювиальные шлейфы.

На отдельных участках речных долин наблюдается до пяти террасовых уровней, что связано с дифференциацией неотектонических движений и соляной тектоникой.

С освоением естественных ресурсов на данной территории усилились процессы антропогенного рельефообразования. Наиболее ярко они проявляются в районах разветвленной ирригационной системы западнее р. Жайык (освоение земельных ресурсов) и в районах разведки и добычи углеводо­ родного сырья (Карачаганакское месторождение).

100

Месторождение Карачаганак

Процессы овражной эрозии на территории месторождение

Взаимодействие природных и антропогенных факторов вызывает интенсивное проявление ряда неблагоприятных процессов геоморфогенеза: ускоренную эрозию, подтопление, заболачивание, проявление карста и эоловую дефляцию, что оказывает негативное воздействие на окружающую среду.

II. Равнины и плато Туранской плиты образуют тер риторию Западного Казахстана, сложенную толщей осадочных мезо-кайнозойских морских и континентальных отложений, которые перекрывают палеозойский складчатый фундамент. Исключение представляет горный Мангистау.

101

В результате проявления дифференцированных неотекто-нических движений в неоген-четвертичное время в пределах единой области аккумуляции образовался орографически разнообразный рельеф: низменности, равнины, возвышенные равнины (плато) с абсолютными отметками от -132 (впадина Карагие) до 340 м (увал Музбель). Основными типами рельефа являются аллювиальные и эоловые равнины, пластовые и структурные плато, а также формирующиеся морские равнины.

На крайнем юго-западе Казахстана расположен полуостров Мангистау, которому соответствует одноименная геоморфоло­ гическая область с уникальным рельефом, сформированным в плиоцен-четвертичное время. Структурную основу рельефа образует Мангистауская система мегантиклиналий и мега­ синклиналей, определившая орографию полуострова, его равнинную и горную территорию.

Равнинный (Степной) Мангистау - структурно-дену­ дационное плато с абсолютными высотами до 278 м - сложено горизонтально залегающей толщей известняков сармата и понта, которые бронируют поверхность от разрушения. Морфо­ логический облик рельефа плато создан взаимодействием дифференцированных неотектонических движений и денуда­ ционных процессов в условиях аридного климата.

Своеобразие рельефа плато образует сочетание денуда­ ционных и аккумулятивных типов, особых природных объектов - бессточных котловин (впадин), расположенных ниже уровня мирового океана, карстовых и дефляционных форм рельефа, оврагов, соров.

По положению в пределах плато и размерам можно выделить 2 вида впадин: субмеридиональные крупнейшие впадины Карагие и Карынжарык, глубиной более 300 м относительно поверхности плато, и субширотные небольшие впадины, расположенные двумя рядами параллельно основным мангистауским структурам (северные впадины Курганный, Карамындыбас, Узень; южные - Куанды, Гурлы и др.).

В пределах самой глубокой впадины Карагие (-132 м) развиты морские равнины хвалынского и новокаспийского возраста, ссоры. Склоны впадины расчленены долинами временных водотоков, оврагами. Впадина Карынжарык ( - 6 8 м) -

102

самая большая по площади: длина более 300 км, ширина - от 20 до 50 км. Она определяет плато Мангистау от Устюрта и отличается сложным строением. Останцы денудационных равнин сменяются массивами бугристых, ячеистых песков, делювиальными равнинами, ссорами.

На западе плато ограничено высоким абразионным берегом Каспийского моря, сложенного формами морского карста: ниши, гроты, лунковые карры, овальные котлы, пещеры (мыс Песчаный, мыс Токмак).

Считают, что карстовые процессы играли основную роль на первоначальном этапе образования бессточных впадин Мангистау при разрушении бронирующего известнякового покрова. Этот процесс продолжается на склонах впадины и в настоящее время.

Горный Мангистау находится на севере полуострова и включает низкогорья Каратау и Актау. Хребет Каратау внутригорными понижениями разделен на отдельные горные массивы: Восточный и Западный Каратау и Каратаушик. Высшая точка Каратау (г. Бесшоки, 556 м) расположена в Восточном Каратау. Относительные высоты достигают 200 м.

В строении хребта участвуют дислоцированные пермо-триасовые песчаники, аргиллиты, сланцы, известняки. В рельефе преобладают грядовые низкогорья с почти ровными или слабоволнистыми вершинами и крутыми, резко расчлененными склонами.

У подножия низкогорья хребта простираются широкие (до 10-15 км) понижения, называемые «прикаратаускими долинами». Они приурочены к выходам песчано-глинистых отложений юры и мела. В условиях аридной денудации, процессов выветривания из данных отложений образовались природные живописные скульптурные композиции: «грибы», «грибные поля», «футбольные мячи», «гигантские шары» и др.

103

Полуостров Мангышлак

Северный Актау

Прикаратауские долины отделяются хр. Каратау от низкогорий Актау: Северного и Южного. Они сложены разноцветными толщами известняков, мергелей, писчего мела. Это типичные куэсты, их крутые и обрывистые склоны возвышаются над прикаратаускими долинами на 1 0 0 - 2 0 0 м. Пологие склоны соответствуют падению слоев: на Южном Актау они переходят в плато, а на Северном образуют уступы к поверхности морских равнин полуострова Бузачи.

104

Долина Гигантов (Мангышлак. Восточный Каратау)

Плато Устюрт. Между Мангистауским плато и Араль­ ским морем расположено плато Устюрт, ограниченное со всех сторон вертикальными, часто нависающими уступами - чинками и предчинковыми желобами выдувания в виде узких и длинных котловин. Плато Устюрт, генетически единое с Мангистауским, отделено от него котловиной Карынжарык, но у побережья Кара-Богоз-Гола соединено перешейком коренных пород высотой 115 м. Средняя высота плато от 150 до 200 м, однако местами поверхность то понижается до 50-70 м (впадина Барсакельмес), то повышается до высоты 341 м (увал Музбель).

Особенности орографии плато обусловлены тектонической

105

структурой: чередованием синклинальных прогибов и мегантиклиналей субширотного, мангистауского направления (Северо-Устюртский прогиб, Карабаурская мегантиклиналь, Ассакеуданский прогиб, Барсакельмеский прогиб и др.), которые выражены в рельефе в виде увалов и обширных солончаковых впадин. Они усложняют равнинность поверх­ ности плато, бронируемую сарматскими известняками, которые перекрывают толщу зеленых, голубых, серых, розовых, белых глин нижнего миоцена. Прекрасные их обнажения просле­ живаются в чинках плато.

Западный чинк Устюрта

С особенностями геологического строения связано наличие на плато разнообразных форм карста: блюдца глубиной до 1,5-2,Ом, карстовые воронки - до 3,0—5,0 м, останцы слепых долин, карстовые колодцы - 8-20 м, а некоторые и до 50 м. Такие колодцы (местное называние «анны») образуются в результате провалов, обрушения кровли под подземными карстовыми пустотами. На северо-восточном склоне увала Музбель и примыкающей к нему равнине, между могилами Тулеп и бугром Отынги А.Н. Слюсаревым и С.Е. Петровым

обнаружено 4 крупных провала глубиной от 9 до 18 м, длиной до 40 м, с крутыми обрывистыми склонами, а также ряд мелких карстовых воронок.

106

Вид на впадину Карынжарык

На Устюрте развиты и формы подземного карста - пещеры. В ур. Утебай (Южный Устюрт) известны карстовые пещеры длиной до 190 м и глубиной до 1 2 0 м.

Во впадинах Асматай-матай, Сам и Каратюлей соры к подножью склонов сменяются массивами бугристых полу-закрепленных песков, формирование которых обусловлено эоловыми процессами. Склоны впадин часто расчленены руслами временных водотоков, оврагами.

К особо уникальным формам рельефа относятся чинки Устюрта, высота которых над прилегающими равнинами изменяется от 100-150 м на севере до 200-300 м на северо-западе и востоке, а в районе увала Музбель достигает 370 м. Это исключительно сложные геоморфологические образования, включающие (сверху вниз) три зоны: вертикальные уступы с большим разнообразием причудливых природных скульптур, образовавшихся в результате процессов выветривания, карста в зависимости от состава отложений (каменные грибы, карнизы, колонны и др.); зона развития оползней с разноцветным делением; зона аккумуляции осадков (осыпи, делювиальные шлейфы, обвалы). Ширина чинка в поперечном профиле при таком строении может достигать 3 км.

Современный морфологический облик рельефа Устюрта сформировался в течение плиоцен-плейстоцена. Проявление новейших тектонических поднятий способствовало регрессии

107

сарматского моря и превращению данной территории из области морской аккумуляции в области развития денудационных процессов, формированию структурно-денудационной равнины

• плато. На север и запад от Устюрта расположены более расчлененные денудационные пластовые возвышенные равнины

• плато Тургая и Приаралья, включающие Шаграйское, Торгайское плато и плато Северного Приаралья.

Шаграйское плато высотой 150-200 м представляет собой

непосредственное продолжение Устюрта на север. Поверхность его бронирована песчаниками палеогена, расчленена балками и оврагами. На западе плато ограничено чинком высотой до 160 км, а на севере и востоке постепенно снижается к поверхности Тургайского плато и постепенно сливается с равнинными поверхностями Северного Приаралья.

Северное Приаралье отличается особенностями морфоло­ гического устройства. Это интенсивно расчлененная пластовая равнина, сложенная отложениями мела, палеогена и частично - неогена, с турткулевым - столово-останцовым рельефом. Турткули представляют собой плосковершинные останцы, гряды высотой от 30-50 до 150-200 м, разделенные обширными понижениями, балками, сухими руслами. Склоны гряд, останцов ассиметричны, более крутые южные.

Абсолютные высоты плато изменяются в значительных пределах: от максимальной высоты 343 м (останец г. Жаксыбу-таш) до 35 м на берегу Арала. Поверхность плато Северного Приаралья осложняют аккумулятивные равнины - песчаные массивы Большие и Малые Барсуки. Они приурочены к древней субмеридионально ориентированной речной долине. Пески Большие Барсуки длиной до 200 км и шириной от 10 до 30 км к побережью Аральского моря расширяются до 60 км. Протя­ женность Малых Барсуков с севера на юг составляет около 100 км, а ширина от 10 до 40 км.

Вследствие перевевания песчаных отложений сформиро­ вался типичный эоловый рельеф: бугристые, бугристо-ячеистые закрепленные пески. В районах хозяйственного использования природных ресурсов песчаных массивов формируются бугристо-барханные развеваемые пески.

108

а)

Пески Большие Барсуки а) природные закрепленные; б) антропогенно-нарушенные

Тургайское плато расположено между Зауральским плато на западе и Казахским мелкосопочником на юге. На севере оно граничит с Кустанайской равниной, а на юге - с равнинами Северного Приаралья, граница совпадает с 48°с.ш. (устье р. Тургай, оз. Шалкар). Протяженность плато с севера на юг около 600 км, а ширина 300—400 км. Абсолютные отметки изменяются от 100-120 до 360 м. Орографически выделяется Западное и Восточное плато, разделенные Тургайской ложбиной и Юж но-Тургай с кая равнина.

Структурную основу рельефа образует меридионально

109

ориентированная Тургайская впадина Туранской плиты. Осадочные мезо-кайназойские отложения, выполняющие впадину, залегают на складчатом палеозойском фундаменте. Мощность их изменяется от нескольких десятков метров по периферии впадины до 2 0 0 0 м в южной ее части.

Непосредственно в строении рельефа участвуют палеоген-неогеновые и четвертичные отложения: глины, суглинки, супеси, пески. Морфогенетические особенности современного рельефа сформировались в плиоцен - четвертичное время в условиях дифференцированных неотектонических поднятий, когда территория Тургайской впадины из области аккумуляции превратилась в область преобладания эрозионно-денудацион­ ных процессов. Характерная особенность рельефа - ярусность пластовых равнин. Пластовые равнины являются основным типом рельефа. Наиболее высокий ярус соответствует абсолют­ ным высотам 260-340 м, отличается плоской поверхностью, наличием многочисленных понижений - степных блюдец.

Тургайское плато широкой меридиональной ложбиной разделено на Западное и Восточное плато. Поверхность Западного плато расчленена субширотной Сапсынгашской древней ложбиной стока глубиной от 15-20 до 40—45 м и шириной до 50 км. В ее пределах расположена цепочка озер: Каиндыкты, Алаколь, Талдыколь и др. Южнее пластовая равнина расчленена многочисленными притоками р. Улькаяк на увалистые междуречья - «горы» Каргалытау, Жыландытау, Такетау, Кызбельтау, склоны которых интенсивно расчленены оврагами и балками.

Пластовые равнины Восточного плато на севере изобилуют многочисленными озерными котловинами, на юге притоками рек Тургая, Улыжыланшика, расчленены на глубину до 100, в отдельных местах до 150 м. Повсеместно развита овражно­ балочная сеть. Скорость роста оврагов достигает 8-12 м/год.

На самом юге Тургайского плато (48° 24' с.ш. - 60° 58' в.д.) П.В. Флоренским (1977 г.) был открыт метеоритный кратер Жаманшин, диаметр которого составляет 13 км, а возраст примерно 750 тыс лет. Геологи считают, что это единственный на Земле импактный кратер с импактитами и тектитами одновременно. Вблизи этого кратера впервые на территории

110

б. СССР найдены тектиты - чёрные оплавленные стёкла, происхождение которых, несомненно, связано с падением крупных метеоритов (В.А. Бронштейн).* 3

Овраги на Тургайском плато

На юге Тургайского плато расположен наиболее низкий ярус рельефа ( 1 0 0 - 1 2 0 м) — четвертичные аллювиальные и озерно-аллювиальные равнины с хорошо сохранившимися останцами плиоцен-четвертичных равнин с абсолютными высотами до 200 м. Для Южно-Тургайской равнины характерны так же песчаные массивы с бугристо-ячеистым рельефом.

Тургайская эрозионно-тектоническая ложбина древнего стока длиной 750 км и шириной в среднем 25 км на юге расширяется до 30-50 км. Она ограничена чинками высотой до 60 м и дренируется рекой Убаган, текущей на север и р. Тургай, имеющей сток на юг. Водораздел между ними представляет собой слабо выраженное поднятие высотой до 126 м, с наличие небольших бессточных озер. Притоки рек Убагана и Тургая текут соответственно на север и юг. Это является подтверж­ дением тому, что сток флювиогляциальных вод ледников

См. подробное описание: 1.Флоренский П.В., Дабижа А.И. Метеоритный кратер Жаманшин. —М., 1980. — 127 с.; 2. Изох Э.П. Импактный кратер Жаманшик и проблемы тектитов // Геология и геофизика. - 1991. —№ 4. -С . 3-15.

111

сибирских покровных оледенений на юг в бассейн Аральского моря не происходил.

Ложбина выполнена озерно-аллювиальными и озерными средне-верхнечетвертичными отложениями, чему соответст­ вуют аккумулятивные аллювиальные и озерно-аллювиальные равнины. На юге Тургайской ложбины поверхность равнин преобразована процессами дефляции в эоловые равнины.

Восточное Приаралье. Характерной особенностью рельефа Восточного Приаралья является преобладание акку­ мулятивных равнин. Они приурочены к наиболее пониженной части Туранской плиты - Восточно-Аральской, Сырдарьинской и Кызылкумской впадин. Орографически это Приаральские Каракумы, Сырдарьинская равнина, Кызылкумы и Аральская равнина.

Морские равнины сформировались на территории, при­ легающей к Аральскому морю. Граница их распространения в течение плиоцен-четвертичного времени периодически изменяя-лась в связи с повышением или понижением уровня Арала. В современном рельефе выделяются Восточно-Приаральская морская голоценовая равнина и первично морская равнина зоны осушения морского дна (1960-2007 гг. ) - Аральская равнина.

Поверхность Восточно-Приаральской голоценовой мор­ ской равнины в основном плоская, усложненная многочислен­ ными солончаками, эоловыми бугристыми песками, фитобу­ грами, береговыми дюнами высотой 2 ,0 - 2 ,5 м.

Первично-морская равнина образовалась в связи с понижением уровня Аральского моря и представляет собой осушенное дно моря, поверхность которого подверглась интенсивному воздействию эоловых процессов. В зависимости от морфологии морского дна, литологии слагающих его отложений первично-морская равнина включает идеально ровные поверхности, покрытые соляной коркой; «ракушечные мостовые» - поверхности, покрытые слоем раковин морских моллюсков с выдутым песчано-суглинистым материалом; участки с интенсивно развитыми процессами эоловой дефляции и аккумуляции с формирующимися барханами, песчаными буграми, песчаной рябью, котловинами выдувания; солончаковые топи. Площадь первично-морской равнины

112

постепенно увеличивается в связи с продолжающимся понижением уровня моря. В ее пределах археологи обнаружили древние городища.

Сырдаръинская аллювиальная равнина сформировалась в пределах одноименной впадины Туранской плиты в плиоцен-четвертичное время в результате эрозионно-аккумулятивных процессов р. Сырдарьи. Поверхность равнины понижается с юго-востока на северо-запад к Аральскому морю от 250 до 50 м. В условиях дифференцированных неотектонических движений происходила миграция русла реки, образовалась террасиро­ ванная долина и разновозрастные дельты: более древняя Кызылординская и современная Казалинская. Поверхность дельт усложнена многочисленными староречьями, прирусло­ выми валами, озерами; такырами, эоловыми формами рельефа. Древние русла р. Сырдарьи - Жанадарья, Кувандарья, Ескидарьялык расчленяют древнюю дельту на формирующиеся песчаные и глинистые пустыни.

Сырдаръинская аллювиальная равнина

На равнинном участке современной долины Сырдарьи выделяются пойма шириной от 10 до 20-40 км с многочис­ ленными озерами-старицами, протоками и три надпойменные террасы. Долина реки относится к районам древнего освоения (середина 1 тысячелетия до н.э.), здесь сосредоточены древние городища, ирригационные системы.

113

На юго-западе Сырдарьинская аллювиальная равнина ограничена песчаным массивом Кызылкумы, который в пределы Казахстана заходит лишь частично. Это эоловая равнина с абсолютными высотами от 53 м на северо-западе до 330 м на юго-востоке, которая образовалась в результате перевевания морских мел-палеогеновых и озерно-аллювиальных отложений плиоцена в четвертичное время в условиях аридного климата.

Поверхность равнины расчленена меридионально ориен­ тированными грядами высотой до 30-40 м и длиной до 8-10 км и более. Наряду с грядовыми, более древними формами рельефа, развиты грядово-ячеистые, бугристые и барханные пески, котловины выдувания. Процессы дефляции и эоловой аккумуляции активно протекают и в настоящее время.

Песчаные массивы Приаральских Каракумов занимают значительные площади в северной части Восточного Приаралья. Аккумулятивно-дефляционные процессы создали разнообразие форм эолового рельефа: гряды, бугры, ячеистые пески, котловины выдувания. Преобладают ячеисто-грядовые пески и пески с мелко-бугристым рельефом (высота бугров 1,5-2,0 м). В межгрядовых понижениях часто образуются солончаки.

В современных условиях опустынивания интенсивность дефляционно-аккумулятивных эоловых процессов возрастает.

На крайнем юго-востоке Туранской плиты в пределах Шу-Сарысуской впадины расположена песчаная пустыня Мойынкум. Это эоловая равнина, сформировавшаяся на песках олигоцена и четвертичном аллювии надпойменных террас р. Шу. В морфо­ логическом строении хорошо выражена ярусность (ступенчатость) рельефа. Первый ярус соответствует абсолютной высоте 180— 240 м, второй - 250-280 м и третий - 300-400 м. Основными формами рельефа являются грядово-ячеистые и бугристо-грядовые пески с высотой гряд до 60-80 м. В межгрядовых понижениях наблюдаются озеровидные болотистые участки - чуроты.

Бугристые и грядово-бугристые пески характерны и для песчаных массивов левобережья р. Сарысу.

Бетпакдала. На восток от низовьев р. Сарысу до озера Балхаш простирается возвышенная денудационная равнина - плато Бетпакдала. Абсолютные отметки поверхности изменяются от 350—400 м в восточной части до 250 м в западной и от 330 м на севере до 180 м на юге. На северо-западе плато ограничено крутыми уступами - чинками высотой до 50-60 м.

114

Представляя единое орографическое образование, Бетпакдала гетерогенна по геологическому и геоморфологическому строению. Западная часть плато сложена горизонтально залегающими отложениями - глинами, песками и галечниками палеогена, постепенно сменяющимися слабодислоцированными глинами, алевролитами, песками, галечниками верхнего мела. Им соответствует рельеф плоских водоразделов, расчлененных бессточными котловинами, впадинами с солончаками и озерами. В центральной части преобладает холмисто-увалистая равнина с останцами меловых отложений.

Восточная, наиболее возвышенная часть Бетпакдалы представляет собой всхолмленную денудационную равнину - пенеплен, сформировавшуюся на дислоцированных породах палеозоя. Куполообразные холмы, невысокие гряды разделены понижениями различной величины и формы.

III. Равнины Западно-Сибирской плиты расположены н

севере Казахстана и включают поверхности Костанайской, Северо-Казахстанской и Прииртышской аккумулятивных равнин с абсолютными высотами в среднем от 100 до 250 м. Они сформировались на отложениях кайнозоя: глинах, песках палеогена и неогена, перекрытых озерными, озерно-аллювиаль­ ными, аллювиальными песчано-глинистыми осадками, лессо­ видными суглинками четвертичного возраста.

Костанайская озёрно-аллювиальная равнина на западе ограничена уступом Зауральского плато, на востоке - долиной реки Убаган, на юге граничит с Тургайским плато, а на севере от Западно-Сибирской равнины ее отделяет долина р. Уй - левого притока р. Тобыл. Поверхность равнины сравнительно плоская расчленена многочисленными котловинами озер и западинами. Отличительной особенностью является наличие своеобразного гривно-котловинного рельефа, который приурочен к отдельным понижениям, очевидно, древним крупным озерам. В пределах некоторых понижений количество грив и котловин достигает 20-30 на 1 км2. Морфологические показатели грив варьируют в значительных пределах: длина от 0 , 1 до 1 0 км, ширина от 50-100 м до 1,0-1,5 км, высота от 3-5 до 12-15 м. Гривы сложены супесями, песками мощностью до 10 м. Вопрос о происхождении гривно-котловинного рельефа относится к дискуссионным. Одни исследователи считают их эрозионно­ аккумулятивными формами (И.П. Герасимов, В.В. Лавров,

115

В.А. Николаев и др.), другие - эоловыми образованиями

(А.Л. Яншин, Б.А. Федорович, М.Е. Городецкая и др.). Поверхность Костанайской равнины расчленена совре­

менной речной сетью бассейна р. Тобыл. Глубина расчленения от 20-30 до 100-120 м. Долина Тобыла характеризуется слож­ ным строением. Ее ширина изменяется вниз по течению от 10 до 30 км; развиты низкая и высокая поймы и три надпойменные террасы.

Современные процессы природной и ускоренной (антро­ погенной) овражной эрозии и дефляции усложняют морфоло­ гию поверхности Костанайской равнины.

Восточнее меридионального участка долины р. Тобыл в южной части Западно-Сибирской плиты, в зоне её сочленения с Казахским щитом в плейстоцене сформировалась Северо-Казахстанская равнина, составная часть обширной Западно-Сибирской равнины. Граница ее с Приертисской равниной условная, ее проводят по долине р. Шаглинка, впадающей в оз. Шаглытениз и далее на северо-восток по древней ложбине до Камышловского лога. Поверхность равнины слабо наклонена на север, абсолютная высота изменяется от 130 до 200 м. В геологическом строении принимают участие палеоген-неоге-новые глинисто-песчаные отложения, перекрытые четвертич­ ными флювиогляциальными, аллювиальными, озерными, аллювиально-озерными песками, супесями, суглинками.

Равнина состоит из двух морфогенетических типов рельефа. На большей территории развита озёрно-аллювиальная низменная равнина с гривно-котловинным рельефом, переходя­ щая на юге, вдоль северной окраины Кокшетавской возвышен­ ности, в возвышенную поверхность делювиально-пролювиаль-ную равнину с многочисленными древними ложбинами стока, к которым приурочены ленточные боры.

Участки Северо-Казахстанской равнины с гривно­ котловинным рельефом по морфологии очень сходны с таким рельефом Костанайской равнины. Многочисленные озера разной величины, простые и сложные овраги осложняют поверхность равнины. В центральной части ее протекает р. Есиль — левый приток Ертиса (Иртыша). Долина реки, шириной от 1 0 до 15 км, отличается ассиметричным строением: правый склон крутой, левый —пологий. Развиты пойма низкого и высокого уровня и три надпойменные террасы.

116

Формирование современного рельефа равнины связано с флювиогляциальными процессами четвертичных оледенений Западной Сибири, аккумуляцией аллювиальных, озерных и озерно­ аллювиальных отложений и моделировкой их поверхности процессами овражной эрозии, дефляции, плоскостного смыва.

На крайнем северо-востоке расположена Приертисская равнина с абсолютными отметками от 100 до 150 м. Исключение представляют озерные котловины левобережья Ертиса с мини­ мальными отметками от 13 до 29 м (оз. Теке). Структурную основу равнины образует краевая Приертисская впадина Западно-Сибирской плиты, выполненная мезокайнозойскими отложениями мощностью до 2000 м. В строении современного рельефа участвуют палеоген-неогеновые и четвертичные озер­ ные, аллювиальные, аллювиально-дельтовые пески, песчаники, супеси, суглинки, песчано-гравийные осадки.

Для Приертисской равнины характерна ярусность рельефа. З.А. Сваричевская выделяет 4 яруса рельефа. Наиболее высокий ярус (150-160 м) сохранился в виде отдельных останцов в бассейнах рек Шидерты и Оленты. Почти плоская поверхность Приертисья расчленена многочисленными озерными котлови­ нами и долинообразными ложбинками —фрагментами древних русел с цепочками озёр.

Основными генетическими типами рельефа являются озёрно-аллювиальные и аллювиальные равнины. На правобере­ жье р. Ертис в южной части в результате перевевания аллювия и озёрных осадков сформировались эоловые равнины.

К тт 1 ^

I

Северо-Казахстанская озерно-аллювиальная равнина

В наиболее пониженной части равнины проникает Ертис. Долина реки глубиной до 50 м имеет ассиметричное строение: правый склон высокий и крутой, левый - пологий. В долине развита пойма и 3 надпойменные террасы. Пойма высокого уровня и 1 -я надпойменная терраса аккумулятивная, а 2 и 3-я - эрозионно-аккумулятивные, на отдельных участках - цоколь­ ные, сложенные глинами неогена (павлодарская свита).

IV. Мелкосопочник, островные низкогоръя и равни Казахского щита.

Вопросам морфологии, происхождения и возраста рельефа Казахского мелкосопочника посвящены многочисленные публикации геологов, географов, геоморфологов, обзор которых приведён в работе «Рельеф Казахстана» (1991 г.). Из обоб­ щающих исследований следует отметить монографию З.А. Сваричевской «Древний пенеплен Казахстана и основные этапы его преобразования» (1961 г.).

Правобережье р. Ертис, эоловая равнина

Казахский мелкосопочник (Сарыарка) расположен между равнинами Тургая на западе и Приертисья на востоке. Термин «мелкосопочник» в научную литературу ввел Н.А. Тихонович (1902 г.). По его мнению, мелкосопочный рельеф характеризует одну из конечных стадий развития когда-то более мощных и высоких гор.

Географическое название «Казахский мелкосопочник» как орографическая единица Казахского щита включает не только мелкосопочник как тип рельефа, представляющий, согласно,

118

географическому циклу В. М. Дэвиса (1899 г.), конечную стадию развития рельефа, но и островные низкогорья и равнины.

Структурную основу рельефа мелкосопочника образует Казахский щит - выступ на дневную поверхность складчато­ глыбового палеозойского и допалеозойского фундамента. Морфоструктурная целостность мелкосопочника впервые была отмечена И.П. Герасимовым (1943 г.).

По особенностям орографии наблюдаются различия западной и восточной частей мелкосопочника. Первая включает поднятия (Кокшетавская и Улутауская возвышенности) и впадины (равнины Тенгизской впадины), вторая представляет обширное сводовое поднятие —Балхаш-Ертисский водораздел (Центрально-Казахстанский низкогорный пояс).

Одна из главных закономерностей рельефа - ярусность, которая впервые для мелкосопочника была отмечена Г.Ц Медоевым (1946 г.). Исходной поверхностью для формирования ярусов рельефа стал мезозойский пенеплен, фрагменты которого в на­ стоящее время встречаются на разных гипсометрических уровнях.

Современное разнообразие рельефа Казахского мелкосо­ почника (аккумулятивные и денудационные равнины, остров­ ные низкогорья, мелкосопочные возвышенности с реликтами древней денудационной равнины) —результат преобразования мезозойского пенеплена процессами избирательной денудации и аккумуляции в условиях дифференцированных тектонических поднятий.

На севере Сарыарки расположена Кокшетауская низкогорно­ мелкосопочная возвышенность, структурную основу которой образует каледонский антиклинорий с древним докембрийским ядром. Средняя абсолютная высота возвышенности составляет 250-450 м. Островные массивы мелкосопочника и низкогорий достигают 600-800 м. Наиболее высокий гипсометрический уровень имеют горы Кокшетау с вершиной г. Синюха - 947 м. Они представляют собой узкое дугообразное поднятие длиной около 20 км. Склоны гор крутые, скалистые, с ландшафтами сосновых лесов. Горы резко поднимаются (на 500 м) над прилегающей к ним с внешней и внутренней стороны денудационной равниной. У подножия гор расположены живописные озерные комплексы: озера Имантау, Боровое, Большое и Малое Чебачье, Щучье. Котловины озер тектонического происхождения.

119

Берега озер отличаются наличием береговых вапов, террас и широких плоских прибрежных равнин. К примеру, озера Б. и М. Чебачье имеют пять террас: I - 2-3 м; II - 6-7 м; III - 10-11 м; IV - 15 м; V - 25-30 м. В настоящее время наблюдается понижение уровня озер.

Наиболее древним рельефом являются денудационные реликтовые равнины - пенеплен, с сохранившейся на отдельных участках корой выветривания. На абсолютных высотах - 300—450 м — преобладают мелкосопочник водоразделов и межсопочные денудационные равнины. Поверхность гранитных массивов изобилует причудливыми природными скульптурами - формами выветривания.

Кокшетауская возвышенность а) островные низкогорья; 6) озерные комплексы

120

На абсолютных высотах 230—250 м господствуют акку­ мулятивные равнины: озерно-аллювиальные, аллювиально-пролювиальные, пролювиально-делювиальные. Их поверхность расчленена логами и оврагами.

Речные долины Кокшетауской возвышенности имеют радиальное расположение, расходясь во все стороны от группы водораздельных возвышенностей - гор Зерендинских и Кокшетау. Морфологически это долины-ущелья, что указывает на преобладание глубинной эрозии, являющейся отражением продолжающихся тектонических поднятий.

На юг от Кокшетауской возвышенности простираются равнины Тенгизской впадины с абсолютными высотами от 300-350 м в центральной части до 400-500 м на востоке. Впадина в плане имеет неправильную овальную форму, вытянутую в широтном направлении. Эта отрицательная унаследованная тектоническая структура, заложение которой относится к началу палеозоя. Фундамент впадины залегает на глубине 2000-2500 м. В течение мезо-кайназоя здесь происходила аккумуляция осадков, на которых в неоген-четвертичное время сформировался акку­ мулятивный рельеф. Основными его генетическими типами являются разновозрастные озерные, озерно-аллювиальные, аллювиально-пролювиальные, пролювиально-делювиальные равнины.

В центральной — наиболее пониженной части - сосредоточены многочисленные озера, самыми крупными из которых являются Тенгиз и Коргалжино. Озеро Тенгиз, длиной до 80 км, шириной около 30 км, отличается низкими топкими берегами. Наблюдается пляж и три озерные террасы. Происходит формирование современных озерной и озерно­ аллювиальной равнин, с многочисленными протоками и сорами. Большие площади заняты нижне-среднечетвертичной озерно­ аллювиальной равниной, сложенной глинами, суглинками, с прослоями песков и галечников. Ее наклонная поверхность расчленена оврагами, логами, суффозионными и карстовыми блюдцеобразными понижениями.

Аллювиальные среднечетвертичные равнины образуют широкие междуречья Нуры, Куланутпеса и их притоков в пределах южной и юго-восточной частей впадины. Делювиально-

121

пролювиальные равнины сформировались по периферии впадины на поверхности пенеплена и в широких межсопочных понижениях на высотах 250-350 м. Их слаборасчлененная поверхность осложнена увалами и холмами.

Наиболее высокий гипсометрический уровень 350—450 м в пределах впадины соответствует денудационным равнинам и увалисто-куполовидному мелкосопочнику, развитому на дислоцированных породах палеозоя.

В пределах Тенгизской впадины широко развит древний меловой карст с залежами бокситов.

Над равнинами Тенгизской впадины возвышаются островные низкогорья и мелкосопочник Улутауского поднятия с

абсолютными высотами от 500-600 м (мелкосопочник) до 1134 м (вершина гор Улутау). Структурную основу их образует каледонский антиклинорий меридионального простирания, осевую часть которого составляют докембрийские метаморфи­ ческие породы и разновозрастные гранитные интрузии. Основными типами рельефа являются низкогорья, мелкосопоч­ ник и денудационные равнины, аккумулятивные равнины имеют подчиненное значение.

Рельеф гор Улутау представлен разнообразными морфоло­ гическими формами в зависимости от литологии горных пород. На гранитах развит рельеф котуртас - щербатые скалы. Он характеризуется сочетанием острых гребней гор с ущельями глубиной до 200-250 м. На сланцах докембрия, эффузивах девона развито грядово-гривистое низкогорье с глубиной расчленения 250-400 м.

Островные низкогорья Улутау ограничены тектоническими уступами, у подножия которых преобладает рельеф мелкосопоч­ ника. Выделяют эрозионно-тектонический и денудационный мелкосопочник. Первый в виде линейно-ориентированных зон шириной 12-25 км представлен увалистым мелкосопочником с высотой увалов 30-40 м и длиной 300-400 м. На поверхности гранитов наблюдаются разнообразные формы выветривания. Второй - денудационный мелкосопочник - развит в пределах водоразделов. Его морфологические типы тесно связаны с литологией пород. На известняках сформирован гривистый мелкосопочник, на гранитах - грядовый, «койтас» (овечьи

122

скалы), песчаникам соответствует рельеф конических холмов. Относительная высота этих форм мелкосопочника изменяется от 60 до 130 м. На склонах речных долин развит приречной мелкосопочник: увалистый, куполовидный, грядово-увалистый.

На западном склоне Улутауского поднятия и южном склоне междуречья Есиля (Ишима) и Сарысу сохранилась мезозойская денудационная равнина - пенеплен с корой выветривания с мощностью до 10 м.

К основным долинам рек, образуя наиболее низкий ярус рельефа, приурочены слаборасчлененные аллювиальные и аллювиально-пролювиальные равнины.

Островные низкогорья и мелкосопочник Балхаш-Ертисского водораздела образуют центральную наиболее возвышенную часть Сарыарки. Орографически это сочетание изолированных горных массивов субширотного простирания, расположенных на денудационных равнинах (Центрально-Казахстанский низкогорный пояс). Он сформировался в пределах неотектонического сводово-глыбового поднятия Казахского щита, простирающегося в субширотном направ­ лении более чем на 700 км. Прослеживается изменение морфологии рельефа с запада на восток. На западе (верховья рек Атасу, Моинты, Жаман-Сарысу) расположены островные горы Бугылы (1187 м) и Жаксы-Тагалы (1041м), которые резко выделяются на фоне денудационной равнины высотой 700 м.

Центральную часть островного низкогорья образуют гранитные массивы: Кызылтас (1327 м), Каркаралинские горы (1403 м), Кызылрай (1565 м), Кент (1469 м), Кошубай (1559 м), которые, согласно Г.З. Поповой, (1966 г.) представляют собой кольцевые морфоструктуры. Горные поднятия имеют куполо­ образные вершины, ограниченные скалистыми склонами. Расчленяющие склоны ручьи имеют типичные черты горных рек - очень узкие глубоко врезанные в граниты русла с многочисленными водопадами (гора Аксаран).

Пьедесталом данных горных массивов является денуда­ ционная равнина высотой около 1000 м. В результате процессов избирательной денудации в гранитных массивах формируются причудливые формы рельефа.

На востоке расположен хребет Чингиз северо-западного

123

простирания. Он состоит из линейно вытянутых горных поднятий: Канн-Чингиз (1145 м), Чингизтау (1078 м) и Акшатау (1305 м) с хорошо сохранившимися участками пенеплена на разных гипсометрических уровнях.

Севернее основного водораздела над денудационными равнинами возвышаются горы: Баянаульские (1072 м), Кызылту (1055 м), Нияз (834 м), Куу (1366 м), Семизбугы (1049 м) и Дегелен (1085 м).

Формы выветривания гранитных массивов

По периферии низкогорий в пределах междуречий широко распространен мелкосопочник на осадочно-вулканогенных породах девона и карбона. В современном рельефе на

124

разрушенных девонских вулканах сохранились куэстовые гряды, некки - столбообразные останцы лавы, заполняющей жерла древнего вулкана.

В целом морфология мелкосопочника тесно связана с литологией горных пород. Развит увалистый, грядовый, грядово­ гривистый, куполовидный, увалисто-куполовидный мелкосопочник.

Среди низкогорья и мелкосопочника денудационных равнин развиты четвертичные аккумулятивные (делювиально-пролювиальные и аллювиально-пролювиальные) равнины, расчлененные руслами временных водотоков. На их поверхности встречаются сорово-дефляционные понижения глубиной до 0,5—1,5 м.

На юг от Ертис-Балхашского водораздела расположены денудационные равнины —пенеплен Северного Прибалхашья с

локальным мелкосопочником и отдельными горными возвышенностями. Денудационные равнины расположены на высотах от 600 до 340 м (побережье оз. Балхаш). Поверхность их осложнена морфологически разнообразными островными горными массивами. Особое значение имеют кольцевые морфоструктуры плутоно-вулканического (горы Бектауата) и метеоритного (горы Шунак) происхождения. Для кольцевых структур характерно концентрическое устройство рельефа и других компонентов ландшафта.

125

Гранитный массив Бектауата расположен в 70 км севернее г. Балхаш. В результате экзогенных процессов (выветривание, дефляция, гравитационно-склоновые процессы) здесь сфор­ мировались уникальные формы рельефа - гранитные скульп­ туры: «черепаха», «крокодил», каменные блюдца, пещеры (пещера Аулие).

Метеоритный кратер Шунак расположен в 40 км к западу от железнодорожной станции Моинты (северное Прибалхашье). В плане он представляет четкое изометрическое кольцо с вну­ тренним диаметром 3,1 км и и глубиной 400 м, с абсолютными высотами до 1100 м. Шунак образован в девонских вулкани­ ческих отложениях. Его возраст 12 млн лет (Б. С. Зейлик, 1995 г.).

Дно кратера заполнено неогено­ выми глинами, склоны кратер­ ного вала расчленены густой сетью радиальных промоин и оврагов.

Речные долины данного региона разновозрастные: древ­ ние и современные. Формиро­

вание древних долин относят к мелолигоценовому времени. Это в основном погребенные речные долины, имеющие ширину от 5-10 до 20-30 км, а глубину от 30-70 до 90-160 м. Современные реки Моинты, Токрау, Жамшы, приуроченные к древним речным долинам, имеют узкие, слабо выраженные долины.

Образование низкогорно-мелкосопочного рельефа в Центральном Казахстане продолжается и в настоящее время в условиях дифференцированных тектонических поднятий и эрозионного расчленения.

Горные территории

Горные системы Казахстана относятся к двум орогенным поясам: меридиональному Уральскому и широтному Центрально-азиатскому. К первому принадлежит южная оконечность Урала

126

- горы Мугоджары, занимающие незначительную площадь среди равнин и плато Западного Казахстана. Второй орогенный пояс включает горные системы юго-восточной части нашей республики.

V. Горы меридионального Уральского складчато пояса на территории Казахстана представлены своим южным окончанием, включающим горы Мугоджары и Зауральский пенеплен.

Мугоджары расположены между денудационными равнинами Подуральского плато на западе и Торгайского плато на востоке. Это меридионально ориентированное горное поднятие протяженностью с севера на юг около 450 км, состоящее из двух почти параллельных хребтов, разделенных Берчогурской внутригорной впадиной. Такие особенности орографии Мугоджар определены складчатой тектонической структурой - меридиональными антиклинориями и синкли-нориями. В строении рельефа участвуют породы докембрия и палеозоя: гнейсы, кварциты, кристаллические сланцы, граниты, песчаники, конгломераты.

Низкогорье Западных Мугоджар представлено массивами гряд, ориентированных с севера на юг. Гряды осложнены сопками, увалами, разделены неширокими понижениями и долинами временных водотоков. Преобладающая ориентировка элементов форм рельефа зависит от геологического строения и тектоники. Высшей точкой Мугоджар является гора Большой Боктыбай (657 м), а преобладающие их высоты 400-500 м. Вершины гор плоские, представляющие собой реликты древней поверхности выравнивания, часто с корой выветривания.

Поверхность Берчогурской внутригорной впадины шириной 15-20 км представлена денудационной холмистой равниной с абсолютными высотами от 250 до 350 м. Относительные превышения холмов от 5 до 20 м.

Для Восточных Мугоджар характерна ярусность рельефа, состоящая из разновозрастных поверхностей выравнивания. Поверхность, фиксированная корой мелового возраста, рас­ положена на высоте 340-400 м. Денудационная олигоценовая поверхность соответствует высотам 290-340 м, неогеновая поверхность - 240-300 м и позднеплиоценовая - 180-250 м.

127

Южной оконечностью Мугоджар является Шошкакульская холмистая возвышенность с максимальной высотой 404 м (г. Музбель).

Западные Мугоджары (близ станции Жем)

Мугоджары расчленены широтными или субширотными долинами рек бассейна Эмбы и Иргиза глубиной от 50-70 м. до

120-180 м.

Зауральский пенеплен расположен западнее равнин Тургайского плато. По тектоническому разлому он приподнят над прилегающими с востока равнинами Тургайского прогиба. Его абсолютные высоты достигают 300-400 м. Поверхность

128

пенеплена срезает складчатые породы Урало-Тобыльского антиклинория. Пенеплен сформировался на сложном склад­ чатом комплексе осадочных, эффузивных и интрузивных пород палеозоя. Складчатое основание перекрыто мощной корой выветривания. Его поверхность представляет собой плоскую или слабоволнистую равнину с отдельными останцовыми куполовидными сопками, холмами, увалами с относительными высотами до 70-100 м. На склонах речных долин р. Тобыла и его притоков в результате эрозионного расчленения складчатого основания сформировался молодой приречной мелкосопочник. Равнинные участки древнего пенеплена хорошо сохранились на междуречьях.

Эпиплатформенные складчато-глыбовые горы Юго-Восточного Казахстана являются составной частью Центральноазиатского горного пояса, который протянулся в субширотном направлении от Тянь-Шаня на западе до Станового хребта на востоке. Они представлены горными системами Тянь-Шаня, Жетысуского (Джунгарского) Алатау, Тарбагатая, Саура, Алтая и разделяющими их межгорными впадинами: Илейской, Алакольской, Зайсанской.

Первая обобщающая монография о рельефе гор Юго-Восточного Казахстана была опубликована в 1945 г. (М. С. Калецкая, Г.М. Авсюк, С.М. Матвеев «Горы Юго-Восточного Казахстана»). Современные представления о рельефе, истории их формирования, эколого-геоморфологических процессах отражены в региональных публикациях геологов, геоморфологов, гляциологов второй поло­ вины XX и начала XXI столетия: Н.Н. Костенко, З.А. Сваричевская, Ю.П. Селиверстов, М.Ж. Жандаев, JI.K. Диденко-Кислицина, Б.Ж. Аубекеров, Л.К. Веселова, Е.Н. Вилесов, В.П. Бочкарев, П.А. Черкасов, Е.А. Финько и др. Одной из последних обобщающих работ является книга «Рельеф Казахстана», часть вторая (1991 г.), авторами которой являются А.В. Вислогузова, М.В. Владимиров, А.И Гуськова, А.Р. Медеуов, Э.И. Нурмамбетов, Г.М. Потапова, А.С. Сарсеков.

Горы сформировались на складчатых каледонских и герцинских структурах в неоген-четвертичное время. Начало формирования их относится к олигоцену - времени соединения субконтинента Индостан с Евразией. В результате движения

129

литосферных плит на конвергентных границах происходят процессы сжатия литосферы - орогенез. Линейная скорость движения на границе Евразийской и Индостанской плит за последний миллион лет достигает 5,1 см/год. В поясе сжатия на участке молодой эпигерцинской платформы происходило формирование горного рельефа Юго-Восточного Казахстана.

Структурную основу рельефа образуют горст-антиклинали и грабен-синклинали. Первые соответствуют хребтам, вторые - межгорным впадинам.

Разнообразие геоморфологических систем отражает слож­ ность их формирования и гетерогенность строения. Современ­ ные морфогенетические типы и формы горного рельефа сформировались в результате взаимодействия дифференциро­ ванных тектонических поднятий и процессов экзоморфогенеза: оледенения, речной эрозии и аккумуляции, гравитационно­ склоновых процессов.

VI. Горы Юго-Восточного Казахстана отличают широким распространением реликтов донеогенового пенеплена, формами рельефа древнего и современного оледенения, аккумулятивными равнинами многочисленных внутригорных впадин, повышенной сейсмичностью.

Горные системы Казахстанского Алтая расположены на крайнем востоке нашей республики. По особенностям геолого­ геоморфологического строения, истории развития, дифферен­ циации природно-территориальных комплексов выделяют Калбинский хребет, Южный и Рудный Алтай. Высшая точка Алтая - гора Белуха (4506 м) Катунского хребта - расположена на границе Казахстана и Алтайского края Российской Федерации. Для Алтая характерно сочетание выровненных вершин и крутых склонов, расчлененных ущельями многочисленных рек.

Название «Алтай» происходит от тюрко-монгольского слова, означающего золото. Геоморфологическому строению казахстанской части Алтая посвящены работы В.А. Обручева, Н.Г. Кассина, В.П. Нехорошего, Ю.П. Селиверстова, ЗА. Свари-чевской, B.C. Ерофеева, В.М. Мацуя и других.

Южный Алтай образуют хребты: Нарымский (2533 м), Курчумский (2645 м), Сарымсакты (3373 м), Тарбагатай

130

(2500 м), Азутау (2833 м) и Южный Алтай (3483 м). Между хребтами Курчумским и Азутау на высоте 1449 м расположено живописное оз. Маркаколь площадью около 460 к м , тектонического происхождения (грабен).

Южный Алтай. Гора Белуха

Основными типами рельефа являются высокогорья с формами древнего и современного оледенения. Они представлены типично альпийским рельефом: скалистые вершины - карлинги, 2-ярусные цирки, кары, троги, нунатаки, моренные валы и др. Значительные площади занимают реликты древнего мезозойского пенеплена. Они образуют водоразделы Южного Алтая - высокогорные плато с обширными полями каменных морей, гольцовыми тундрами (гольцы —поверхности, расположенные выше границы леса, сложенные плотными кристаллическими породами). На гребнях хребтов, междуречьях выше 2000-2500 м распространена вечная мерзлота.

Среднегорный рельеф отличается пологими плоскими вершинами с развитием каменных рек - курумов, ледниковых форм рельефа среднечетвертичного оледенения. Широко развиты осыпи, на склонах —солифлюкционные формы рельефа.

В низкогорьях преобладает грядовый, холмистый и холмисто-грядовый рельеф с глубиной расчленения до 300 м.

131

Природные скульптуры Алтая —«гриб боровик»

Хребты Южного Алтая разделены внутригорными вп а д и н а м и: Бобровской, Каракабинской, Маркакольской, Рахмановской и др. Их основными типами рельефа являются ледниковые, флювиогляциальные, аллювиальные, аллювиально-пролювиапь-ные расчлененные, холмистые равнины. Рахмановская впадина находится у подножия южного склона Катунского хребта - горы Белухи на высоте 1600—1700 м. Поверхность впадины расчле­ нена неглубокими озёрами: Язевое (длина 3 км, ширина 0,8 м). Рахмановское (длина 2 км, ширина 1 км). На базе минеральных источников здесь действуют оздоровительные комплексы (Рахмановские ключи).

Южный Алтай от Рудного отделяет широтная Нарымо-Бухтарминская впадина. Ее абсолютные высоты изменяются от 1000-1200 м на востоке до 400-500 м на западе. Протяженность впадины составляет около 170 км, ширина изменяется от 5 до 15 км. Меридиональными перемычками впадина разделяется на ряд более мелких впадин: Урыльскую, Чингизстайскую, Катон-Карагайскую, Верхне-Нарымскую.

Рудный Алтай объединяет хребты Тигерецкий (2299 м), Холзун (2599 м), Листвяга (2578 м) (по ним проходит граница Казахстана) и широтно-вытянутые - Убинский (1067 м), Ульбинский (1895 м) и Ивановский (2776 м). Характерной особенностью Рудного Алтая является широкое распространение

132

реликтов древнего пенеплена, занимающих разные гипсометри­ ческие уровни. Древний пенеплен представляет собой выровнен­ ные водоразделы междуречий.

Озеро Рахмановское

Основные типы рельефа представлены грядовым средне­ горьем с различными формами эрозионного и ледникового расчленения. Широко представлены в Рудном Алтае вершинные поверхности междуречий, расположенные выше границы леса, на которых летом сохраняются снежные поля, называемые белками (Ивановские Белки). Сохранились ледниковые формы

133

рельефа - троги, цирки, кары, моренные гряды. Встречаются курумы и туфуры, образование которых связано с процессами морозного выветривания и солифлюкции.

Аккумулятивные равнины Рудного Алтая развиты в пределах Зыряновской, Лениногорской внутригорных впадин, выполненных глинистыми и песчано-глинистыми отложениями палеогена, неогена и четвертичного возраста.

Калбинский хребет расположен к западу от р. Ертис, являясь естественным продолжением Казахстанского Алтая. Его длина составляет около 250 км, а максимальная высота 1608 м (гора Сарышоки). По особенностям орографии выделяется возвышенная восточная часть хребта и более низкая - западная. Восточная часть сложена гранитами, сланцами, известняками. Отличается низкогорным рельефом с абсолютными высотами 700-1300 м. В водораздельной части горные вершины дости­ гают 1400-1600 м. Поверхность состоит из нескольких парал­ лельных горных гряд, разделенных небольшими понижениями - впадинами или речными долинами. Водоразделы имеют платообразный характер, склоны расчленены глубокими долинами рек: Кулуджуна, Лайлы, Большая Буконь и др.

Западная часть Калбы отличается низкогорно­ мелкосопочным рельефом с пологими склонами, широкими террасированными долинами рек Кызылсу, Кокпектинка и их притоками. Среди причудливых «скульптур» гранитных массивов на высоте около 800 м расположены небольшие Сибинские озера - прекрасные природные объекты туризма.

Тарбагатай (от тюрско-монгольского тарбаган - сурок) - широтно ориентированная горная система, расположенная к югу от Зайсанской впадины. Перевал Хабарасу разделяет Тарбагатай на Западный и Восточный. В пределах Казахстана расположен Западный Тарбагатай и северный склон Восточного Тарбагатая. Это типичный среднегорный хребет длиной около 300 км, шириной от 15-20 на востоке до 100 км на северо-западе, максимальной высотой 2991 м (гора Жалаулы). На запад постепенно происходит снижение высоты от 2900 до 900-1000 м. Характерно асимметричное строение хребта: южный склон короткий и крутой, северный - пологий, осложненный чередо­ ванием поднятий и внутригорных впадин. От равнин Зайсанской

134

и Алакольской впадин отделен хорошо выраженными в рельефе тектоническими уступами высотой до 500-700 м.

Калбинский хребет. Сибинские озёра

Хребет Западный Тарбагатай

Основные типы рельефа: складчато-глыбовые среднегорья и низкогорья, мелкосопочные предгорья, равнины - Сарсазан-ской, Некрасовской, Подгорненской, Нарынской, Акжайской внутригорных впадин. Рельеф среднегорья, низкогорья и предгорья сформировался на дислоцированных породах палеозоя (туфы, порфириты, кварциты, песчаники, известняки, конгломераты, алевролиты). Широко развиты интрузивные

135

породы, образующие ряд массивов с характерными для них формами выветривания. Распространены массивы гранитных интрузий: Акжайляуский, Окпектинский, Батпакский, Койтас-ский, Подгорненский. В строении внутригорных и предгорных равнин участвуют глины, суглинки, супеси, валунно-галечники, конгломераты неогена и четвертичного возраста.

• наиболее возвышенной водораздельной части хребта развит донеогеновый пенеплен. Среднегорье грядовое и грядово-гривистое преобладает на южном склоне хребта. Гривы

• гряды четко выражены в рельефе и ориентированны в направлении стока вод. Высота их достигает 300-400 м, а крутизна склона 30-50 градусов. Низкогорье увалистое и увалисто-грядовое характерно для пологого северного склона. В пределах междуречий хорошо сохранились останцы донео-генового пенеплена (Шупарская, 1966 г.).

У подножия южного склона расположено денудационное предгорное плато - своеобразный тип рельефа Тарбагатая. Наиболее низкое гипсометрическое положение занимают предгорные аллювиально-пролювиальные равнины с овражным расчленением.

• Тарбагатае современное оледенение отсутствует, сохра­ нились только следы долинного верхнечетвертичного оледене­ ния в водораздельной части хребта: цирки, выполненные мореной, троги в верховьях рек Акшока, Кельдымурат, Нарын длиной до 5-7 км. В речных долинах развиты поймы и комплекс 3-4 надпойменных террас. Уникальны скульптурные траверти-новые террасы речных долин Тарбагатая (бассейн р. Акшока и ее притоки).

На высотах 2200-2700 м широко представлены солифлюк-ционные формы рельефа.

Горные системы Саура расположены к югу от равнин Зайсанской впадины, восточнее Тарбагатая, который отделен от них Чиликтинской впадиной. На территории Казахстана представлена только западная часть Саура. Она состоит из наиболее возвышенного водораздела - горной группы Мустау (3816 м), хребтов Сайкан и Манрак (с абсолютными высотами от 900 до 2000 м), а также Кендерлыкской внутригорной впадины.

136

Хребет Саур представляет собой асимметричное поднятие с крутым и коротким южным склоном, пологим и длинным - северным. Рельеф хребта характеризуется разнообразием типов и форм. Широко развиты выровненные поверхности - пенеплен, поднятый в результате разрывных неотектонических движений на разные гипсометрические уровни. Они занимают одну третью площади хребта. В высокогорье мезозойский пенеплен образует поверхности междуречий с ледниковой обработкой, ландшафтами медальонной тундры.

Саур. Предгорный и среднегорный ярусы рельефа

В Сауре четко выражена ярусность рельефа. В высокогорье на высотах 3700-3800 м развито современное оледенение и хорошо сохранились формы более древнего, среднечетвертич­ ного оледенения. Все ледники сосредоточены в пределах горного узла Мустау (70.77. Селиверстов,). Формами рельефа древнего и современного оледенения являются морены, цирки, кары, троги рек Уйдене, Чаганобо и их притоков. В низкогорье, сложенном эффузивно-осадочными верхнепалеозойскими породами, на абсолютных высотах до 1500-1700 м развит куэстовый рельеф.

137

Саур. Медальонная тундрана поверхности пенеплена (высокогорье)

Широтно ориентированная Кендерлыкская впадина длиной 30-35 км с севера ограничена низкогорьем хребта Сайкан. Она характеризуется развитием холмисто-увалистой денудационной равнины, перекрытой у подножия тектонических уступов делювиально-пролювиальными шлейфами.

В предгорьях хр. Манрак (абсолютные высоты 600-900 м) на глинистых отложениях палеогеннеогена сформирован холмисто-грядовый рельеф, на отдельных участках расчленен­ ный до состояния бедленда.

У северного подножия тектонических уступов Сайкана, Манрака расположены наклонные средне-верхнечетвертичные аллювиально-пролювиальные равнины.

Для Саура характерны тектонические формы рельефа, выраженные в виде линейно ориентированных трещин, пони­ жений, сейсморвов, образование которых связано с проявлением современных землетрясений (Зайсанское землетрясение 14 июня 1990 г.).

На юг от равнин Алакольской впадины расположена горная система Жетысуского (Джунгарского) Алатау, состоящая из хребтов и разделяющих их внутригорных впадин, вытянутых в широтном направлении. По особенностям орографического строения выделяют два водораздельных хребта: Северный хребет и Южный хребет. Они разделены Коксу-Бороталинской впадиной. В верховьях рек Коксу и Боротала хребты образуют

138

единый горный узел с максимальными вершинами —г. Бесбакан (4622 м).

Длина Жетысуского Алатау около 450 км при ширине 250 км. Северный хребет представлен системой широтно ориентированных хребтов и внутригорных впацин. Характерные особенности орографии хребта - ярусное строение (ступенчатость).

Самый низкий ярус рельефа образуют предгорные равнины, расположенные на высотах 600-800 м. Второй ярус - предгорья, на высотах 800-1000 м. Третий ярус составляют низкогорные массивы Чибынды, Буланбай, Эшки-Ольмес и др., высотой 1500—1600 м. Следующая ступень - горы Кунгей, Жаман-Котуртас, Маркатау, Жильды-Карагай высотой 2000-2500 м. Выше расположен ярус, включающий: Баскантау, Саркандтау, Тастау, Мыншукур с высотами 2800-3500 м. Наиболее высокий ярус представлен водоразделом с высотами 3500-4000 м.

Ярусы отделены друг от друга внутригорными впадинами широтного простирания. Поверхности впадин понижаются относительно друг друга с юга на север. К примеру, Айдаусайская впадина расположена на высоте 2200-2400 м, севернее ее Теректинская —уже на 1400-1500 м и т.д.

На юг от главного водораздела также хорошо выражена ярусность рельефа. Горы Долантау, Катутау образуют ярус высотой 1100-1900 м; Шаган, Малайсары - 1500-2500 м; хребет Алтынемель - 2000-3200 м.

В тектоническом отношении Жетысуский (Джунгарский) Алатау представляет сводово-глыбовое поднятие, состоящее из горстов и грабенов, четко выраженных в рельефе. Они сформировались на складчатом палеозойском фундаменте (кристаллические сланцы, мраморизованные известняки, яшмы, песчаники, известняки, алевролиты, туфы, туфобрекчии). Широко развиты интрузии гранитов.

Предгорья и внутригорные впадины сложены отложениями кайнозоя (глины, песчаники, гравилиты палеогена и неогена, лёссовидные суглинки, валунно-галечники, конгломераты - четвертичного возраста).

В Жетысуском Алатау развито более 30 внутригорных

139

впадин, большинство из которых сосредоточены в пределах Северной Джунгарии: Колпаковская, Теректинская, Айдаусай-ская, Копал-Арасанская и др.

Отличительной особенностью геоморфологического строения Жетысуского (Джунгарского) Алатау является наличие на поверхности разных гипсомотрических уровней пенеплена, перекрытого палеоген-неогеновыми глинами, четвертичными моренами (хребет Тастау, 3000 м).

Основные типы горного рельефа: увалистое, увалисто­ грядовое низкогорье с глубиной расчленения до 100 м; средне­ горье - грядовое, гривистое, грядово-гривистое с глубиной расчленения до 500 м с формами рельефа древнего оледенения (моренами, трогами, цирками); высокогорье - интенсивно расчлененное с пикообразными и платообразными вершинами, комплексом ледниковых форм рельефа современного оледе­ нения.

Предгорья Жетысуского Алатау в пределах Северного и Южного хребтов различны. На севере преобладают плато­ образные, увалистые предгорья - адыры, сложенные флювиогляциальными суглинками, валунно-галечниками. На юге в строении предгорий участвуют песчано-глинистые отло­ жения, глины палеоген-неогена. Поверхность их интен-сивно расчленена до состояния бедленда (Актау, Койбын, Катутау).

Прилавки сменяются предгорными аллювиально-пролювиаль-ными равнинами-конусами выноса многочисленных рек, берущих начало в водораздельной части хребтов.

Своеобразен рельеф внутригорных впадин. Кроме акку­ мулятивных (моренных, флювиагляциальных, аллювиально-пролювиальных, делювиально-пролювиальных) наблюдаются также денудационные равнины - пенеплен (Капал-Арасанская впадина). Все впадины ограничены тектоническими склонами. В их долинах развито от 3-4 аккумулятивных надпойменных террас до 5-6 скульптурно-аккумулятивных террас. На коренных склонах развиты осыпи.

140

Делювиально-пролювиалъная равнина Лепсинской впадины

Осыпи в долине р. Тохты

К уникальным особенностям морфологического строения Северной Джунгарии относятся проявления грязевого вулка­ низма (Колпаковская впадина, долина р. Тентек).

Дискуссионными являются вопросы количества и возраста оледенений Джунгарского Алатау. Выделяют от двух до пяти оледенений (JI.K. Диденко-Кислицына, ПА. Черкасов, Н.Н. Костенко, Б.Ж. Аубекеров, Е.Н. Вилесов). Наиболее древним считают полупокровное эоплейстоценовое оледенение и три горнодо­ линных: среднечетвертичное, верхнечетвертичное и современное. В настоящее время происходит распад, деградация ледников.

141

Тянь-Шань (в переводе с китайского «Небесные горы») является одной из наиболее крупных горных систем Центральноазиатского горного пояса, протяженностью с запада на восток до 3000 км и максимальной шириной 400 км. На территории Казахстана расположены хребты и впадины Северного и Западного Тянь-Шаня.

Северный Тянь-Шань включает широтно ориентирован­ ные горные поднятия - Узынкара (Кетмень), Илейский и Кунгей Алатау, Киргизский хребет, Айтау (Шу-Илейские горы), а также внутригорные впадины - Кегенская, Текесская, Жаланашская, Согетинская. Хребты сложены осадочными, метаморфическими и магматическими породами докембрия и палеозоя (сланцы, мрамор, гнейсы, известняки, граниты, сиениты, туфы, порфириты). Во внутригорных впадинах развиты осадочные образования кайнозоя (глины, песчаники, пески, лёссовидные суглинки, валунно-галечники).

В течение мезозоя и палеогена были разрушены горные герцинские системы пра-Тянь-Шаня и сформировалась денудационная равнина - пенеплен, который явился основой образования современного горного рельефа. Современную структурную основу рельефа представляют горст-антикли-нории, ступенчатые горсты и грабены. Поверхность пенеплена в результате проявления сводово-глыбовых деформаций по разломам была поднята на различную высоту, образуя до 7 ярусов рельефа, отделенных друг от друга тектоническими уступами.

Центральным высокогорным хребтом Северного Тянь-Шаня является Заилийский Алатау (теперь его стали называть Илейский)*. От Джунгарского (теперь —Жетысуского) Алатау его отделяет Илейская межгорная впадина. Протяженность хребта с запада (долина р. Шу) на восток (долина р. Шарын) составляет 300 км, ширина - 35-40 км. Южную границу образуют долины рек Шелек и Чон-Кемин. В междуречье Каскелен и Тургень наблюдаются максимальные высоты (пик Талгар - 4973 м).

Впервые топонимы «заилийский» и «джунгарский» предложил П.П. Семёнов в 1856 г. Эти названия широко использовал Ч. Валиханов и более 150 лет другие исследователи этих гор.

142

• восточной части Заилийского Алатау происходит виграция хребта, образуются три системы горных поднятий: на севере горы Караш, Бакай, Согеты, Богетты; южнее хребет Торайгыр; далее плоскогорье Далашик. Они разделены между собой Согетинской, Жаланашской и Ассинской внутр игорными впадинами.

• строении осевой части хребта участвуют протерозойские гнейсы, кристаллические сланцы и кварциты. Основными породами палеозоя являются магматические, осадочные и метаморфические (порфириты, песчаники, алевролиты, сланцы, известняки). Как и в Жетысуском Алатау, для Илейского хребта характерна ярусность рельефа, обусловленная разрывными неотектоническими движениями.

Основные типы рельефа: предгорья (прилавки), низкогорья, среднегорья и высокогорья ограничены тектоническими уступами. Предгорья с абсолютными высотами 900-1200 м сложены лёссовидными суглинками и флювиогляциальными валунно -галечниками. Морфологически это грядовый рельеф с хорошо выраженными долинами временных водотоков. У подножия их развиты наклонные предгорные аллювиально-пролювиальные равнины.

Низкогорья, где хорошо сохранились участки пенеплена, представлены увалисто-грядовым рельефом с абсолютными высотами 1000-2000 м. В среднегорье (2000-3000 м) преоб­ ладает грядовый рельеф с формами древнего оледенения. На склонах развиты осыпи, обвалы, тектонические рвы. Меж­ дуречья образуют поверхности пенеплена. На абсолютных высотах 3000-4500 м и более развит типичный альпийский высокогорный рельеф с ледниками и озерами. Он отличается наличием обширного современного оледенения, выровненных участков —пенеплена, преобладанием ледниковых мерзлотных процессов и соответствующих им форм рельефа: кары, цирки, морены, моренные озера, каменные глетчеры.

К опасным, часто катастрофическим рельефообразующим процессам Илейского Алатау, как и для всех высокогорных хребтов Тянь-Шаня, относятся землетрясения и селевые потоки. Особенно селеопасными являются реки Шелек, Есик, Большая и Малая Алматинки, Аксай, Каскелен. Чрезвычайно разруши-

143

тельным был «иссыкский сель 1963 г.», в результате которого была уничтожена жемчужина Илейского Алатау оз. Есик.

Илейский (Заилийский) Алатау, Большое Алматинское озеро

Для защиты г. Алматы от разрушительного действия стихии в 70-х годах прошлого века в районе Медео построена противоселевая плотина.

Заилийский Алатау, селевые отложения в долинер. Б. Алматинки

Восточнее Согетинской внутригорной впадины Илейского Алатау расположены Кегенская и Текесская впадины, отделяю-

144

щие Северный Тянь-Шань от Центрального Тянь-Шаня. В тектоническом отношении они представляют собой грабен-синклинали, ограниченные тектоническими уступами хребтов. Впадины выполнены мезокайнозойскими отложениями, на которых сформировались аккумулятивные и аккумулятивно­ денудационные равнины.

В пределах впадин долины рек Текес, Шалкодесу, Шарын представлены различными морфологическими типами: террасированными участками, коньонами, ущельями. В Жаланашской впадине долина р. Шарын образует один из наиболее красивых каньонов глубиной до 300 м, со своеобразными природными скульптурами, являющимися объектом туризма.

Южнее Текесской впадины расположен высочайший горный массив Хан-Тенгри.

Природные скульптуры в долине р. Шарын

Горы Айтау (Шу-Илейские) отделяют Илейский Алатау от мелкосопочника Сарыарки. Они состоят из системы горных поднятий, разделенных линиями тектонических уступов, включая горы Доланкара, Кульджабасы, Хантау, Айтау, Жамбыл, Булаттау. Средняя высота гор - 800-1000 м, а максимальной высоты здесь достигает гора Соран - 1800 м.

Горы Айтау асимметричны: западный склон крутой, восточный —пологий. Структурную основу рельефа образуют

145

ступенчатые горсты. Они сложены протерозойскими и нижнепалеозойскими гнейсами и кристаллическими сланцами, известняками, песчаниками, эффузивами и их туфами, гранитами.

Основными типами рельефа являются низкогорья, реликты мезозойского пенеплена, предгорные делювиально-пролювиаль-ные равнины. Пенеплен образует основную водораздельную поверхность и поверхности междуречий. Системой разломов выровненные поверхности гор приподняты на разную высоту.

Низкогорье представлено различными морфологическими типами: грядово-гривистое, грядово-увалистое, увалистое. Увалистый рельеф наиболее широко распространен на восточном склоне Айтау (Шу-Илейских гор). Преобладают увалы высотой 30-40 м и длиной 0,7-1,5 км. В горах Жамбыл, Хантау, Булаттау прослеживается ориентировка гряд и грив с юго-востока на северо-запад. Их относительная высота 250-300 м. Склоны сильно расчленены сухими ущельями и глубокими логами.

Горы Хантау. Урочище Сункар

• подножия горных поднят ий широко распространены

• лейф ы конусов выноса, образующие предгорные равнины, расчлененны е логами.

  • урочищ е Тамгалы (173 км к северо-западу от Алматы) создан ландшафтно-археологический комплекс в целях охраны

146

древних наскальных изображений - петроглифов. В 2004 г. он включён в Список Всемирного культурного и природного наследия ЮНЕСКО.

Урочище Тамгалы. Петроглифы

Кунгей Алатау является одним из высокогорных хребтов Северного Тянь-Шаня (г. Чоктал - 4771 м). К территории Казахстана относится северо-восточная часть северного склона хребта. Главный водораздел является границей Казахстана и Кыргызстана. Хребет имеет асимметричное строение: южный склон, обращенный к Иссыккульской межгорной впадине, крутой и короткий, а северный - сравнительно пологий и широкий.

В геологическом строении принимают участие метаморфи­ ческие и эффузивно-осадочные породы протерозоя и палеозоя (кристаллические сланцы, гнейсы, мрамор, известняки, туфы и др.). В среднегорье развиты отложения неогена.

Для района, как и для всего Тянь-Шаня, характерна тек­ тоническая активность. Об этом свидетельствуют многочислен­ ные обвалы, оползни, разрывные нарушения в четвертичных моренах.

Основными типами рельефа, образующими его морфоло­ гическую ярусность, являются альпийский высокогорный рельеф с развитием современного оледенения, высокогорный рельеф с древнеледниковыми формами и интенсивным

147

эрозионным расчленением. В пределах высокогорий развиты холмистые, увалистые морены, каменные глетчеры, напорные террасы, валы и др.

• среднегорье (2300-3000 м) преобладает грядово­ гривистый рельеф, в пределах междуречий хорошо сохранились реликты пенеплена. Склоны хребта расчленены субмеридио-нальными долинами рек: Курменты, Саты, Кольсай, Каинды. В верховьях они представляют собой троги, которые вниз по течению сменяются эрозионными ущельеобразными участками долин.

Одной из географических достопримечательностей северного склона Кунгей Алатау являются горные озёра. По генезису они подразделяются на два типа - обвальные и моренные. К озёрам обвального типа относятся живописные, обрамленные крутыми лесистыми склонами, оёера в долинах рек Кольсай (3 озера) и Каидны (1 озеро). Многочисленные моренные озёра расположены в ледниковых цирках и трогах верховьев рек Кольсай, Орта-Мерке, Кенсу и др.

• известном путешествии 1856-1857 гг. П.П. Семёнов исследованием хребта Кетмень (Узынкара) положил начало изучению Тянь-Шаня. Хребет Узынкара расположен на восток от Илейского Алатау и отделен от него долиной р. Шарын. В Казахстане находится западная часть хребта, а восточная - в Китае. Длина хребта около 300 км, ширина 40-50 км. Высшая точка - гора Небесная (3650 м) - расположена вблизи государственной границы. Единый на востоке, на западе Узынкара разделяется на горы Кулуктау и Темирлик.

Хребет имеет асимметричное строение: южные склоны короткие, северные - интенсивно расчленены многочисленными меридиональными узкими и глубокими ущельями рек. Водораздельная поверхность почти повсеместно ровная со следами ледниковых процессов. Долины рек представляют труднопроходимые ущелья с крутыми скалистыми склонами, у подножия которых развиты глыбовые осыпи. На разных гипсометрических уровнях сохранился пенеплен.

148

Кунгей Алатау, оз. Кольсай

В геологическом строении хребта преобладают эффузив­ ные и осадочные породы. Распространены также гранитные массивы. В структурном отношении это горст-антиклинорий, ограниченный четко выраженными тектоническими уступами. Морфологически Кетмень является высокогорным хребетом с хорошо выраженной ярусностью рельефа. На высотах 3000-3600 м развит высокогорный рельеф с формами древнего оледенения: цирки, троги, морены. Современные ледники отсут­ ствуют. На абсолютных высотах 2000-3000 м господствуют среднегорные типы рельефа также со следами древнего оледенения. От высокогорий среднегорья отделены субширот-ными тектоническими уступами высотой 500-1000 м. Грядово­ увалистое низкогорье преобладает в горах Кулуктау (1800 м).

Киргизский хребет широтно ориентирован и в Казахстане представлен только западной частью северного склона с абсолютными высотами до 3700 м. В геологическом строении участвуют допалеозойские метаморфические породы и граниты, а также осадочные образования палеозоя: песчаники, известняки, конгломераты. По сейсмическому районированию данная территория относится к 8-балльной сейсмозоне.

Основная морфологическая особенность рельефа - ярусно-сть. Высокогорья (3000-3700 м) с формами современного оледенения и выровненными участками водоразделов - релик­ тами пенеплена сменяются грядово-гривистым среднегорьем

149

(2000-3000 м) с формами древнего оледенения. На высотах 1000-2000 м развито грядово-увалистое низкогорье. Ниже расположены увалистые предгорья и наклонные предгорные равнины с овражно-балочным расчленением, сложенные четвертичными лёссовидными суглинками, супесями и валунно-галечниками.

Западный Тянь-Шань в пределах Казахстана состоит из хребтов широтного (Таласский Алатау) и юго-западного простирания (Угамский, Пскемский, Майдантальский, Каржан-тау, Каратау). В изучении геологии и геоморфологии Западного Тянь-Шаня большая роль принадлежит региональным и тематическим исследованиям В.Н. Вебера, Д. В. Наливкина,

• Галицкого, В.Ф. Беспалова, В.Н. Разумовой и другим.

• структурном отношении горные системы Западного Тянь-Шаня представляют собой неотектонические горст - антиклинории, состоящие из отдельных горстов и грабенов, отчетливо выраженных в рельефе.

Таласский Алатау - высокогорный хребет с развитыми формами древнего и современного оледенения. Значительные площади занимают снежники и фирновые поля, которые часто спускаются по крутым северным склонам до высоты 2000 м. В западной оконечности хребта расположен самый первый в

Казахстане заповедник Аксу-Жабаглы, организованный в 1926 г.

Западный Тянь-Шань. Таласский Алатау

150

Хребты Пскемский (г. Бештур, 4208 м), Угамский (г. Тенар, 3560 м), Майдантальский (4200 м) и Каржантау (г. Мынбулак, 2835 м) в пределы Казахстана заходят лишь крайней юго-западной частью. Их разделяют долины одноименные рек, приуроченные к линиям тектонических разломов.

Заповедник Аксу-Жабаглы

Среди основных типов высокогорного рельефа преобладает альпийский рельеф с формами современного и древнего оледенения. В интенсивно расчлененных среднегорьях и низкогорьях наблюдается сочетание гривистого и грядового рельефа с реликтами мезозойского пенеплена — исходной поверхности их формирования в неоген-четвертичное время.

Угамский хребет расположен на границе Казахстана и Узбекистана. Это юго-западный отрог Таласского Алатау длиной около 100 км. В строении рельефа участвуют верхнепа­ леозойские известняки, кварциты, сланцы. Хорошо выражены останцы мезозойского пенеплена, образующие вершинные поверхности низкогорья и среднегорья. В водораздельной части хребта развиты снежники и небольшие ледники. Для участков, сложенных известняками, характерные карстовы формы рельефа

Для хребта Каржантау основными типами рельефа являются грядово-гривистое среднегорье и увалисто-грядовое низкогорье, сформированные на палеозойских известняках,

151

сланцах, песчаниках. Структурную основу рельефа образует горст-антиклинорий, выраженный в рельефе асимметричным горным поднятием, с крутыми юго-восточными склонами и пологими расчлененными - северо-западными. В этом хребте обнаружена самая глубокая пещера Казахстана - Улучурская (-250 м, при протяжённости 1500 м).

Каратау является крайней северо-западной горной системой Тянь-Шаня, ограниченной равнинами Туранской плиты. Этот среднегорный хребет самый длинный в Казахстане - более 400 км, с максимальной высотой в центральной части 2176м (г. Бессаз) и понижением на юго-запад до абсолютных высот 269 м (г. Даут). Склоны хребта асимметричны: юго-западный склон пологий, а северо-восточный - крутой и короткий. Он соответствует тектоническому уступу Главного Каратауского разлома.

Морфологически Каратау неоднороден. Он состоит из Большого и Малого Каратау, разделенных Леонтьевской и Терск-Кашкаратинской впадинами. На юго-западе Большого Каратау выделяется Боролдайский хребет (высота 1300-1800 м), в котором размещается вторая по глубине пещера республики - Весенняя (-200 м, при протяжённости 300 м). Вообще, в горах Каратау известно самое большое в Казахстане количество пещер

• более 60.

• геологическом строении рельефа здесь участвуют разновозрастные породы от наиболее древних рифейских, палеозойских до мезокайнозойских. Древние породы представ­ лены гнейсами, филлитовыми сланцами, мраморами, песчани­ ками, известняками. Только в Каратау развиты древние палеозойские ледниковые отложения - тиллиты. Рыхлые мезокайнозойские отложения представлены глинами, песками, песчаниками, конгломератами и лёссовидными суглинками. С четвертичными аллювиальными отложениями связаны

золотоносные россыпи.

В целом по разнообразию стратиграфических и литологии-ческих особенностей горных пород Каратау является природным геологическим музеем. Уникальность геологического строения Каратау отчетливо проявляется в особенностях его геомор­ фологии. В рельефе преобладают платообразные водоразделы

152

(урочища Бессаз, Байджансайское, плато Кокджот и др.) - абразионный пенеплен, расположенный на разных гипсометрии-ческих уровнях в среднегорьи, низкогорьи, предгорьи. На участках пенеплена, сложенных карбонатными породами - известняками, доломитами, широко развиты поверхностные и подземные формы карста: воронки, кары, пещеры.

На склонах, ограничивающих поверхности пенеплена в Б. Каратау, развит грядово-гривистый рельеф среднегорья с глубиной расчленения 400-800 м. В М. Каратау и Боролдай-тау, наряду с пенепленом, широко представлено грядово-увалистое и холмисто-увалистое низкогорье. Для предгорьев северо-восточного склона Каратау, сложенных палеоген-четвертич­ ными отложениями характерен увалистый рельеф. На юго-западном склоне хребта развиты предгорные четвертичные алпювиально-пролювиальные равнины, расчлененные логами и долинами временных водотоков.

УП. Аккумулятивные равнины межгорных и предгор­ ных впадин

Структурную основу их образуют грабен-синклинории, состоящие из систем поднятий, прогибов, приподнятых блоков, ступенчатых грабенов. Рельеф впадин сформировался в результате взаимодействия флювиальных, озерных и эоловых процессов.

Зайсанская межгорная впадина отделяет горные системы Алтая от Саура и Тарбагатая. Длина ее около 250 км, а ширина достигает 70 км. Впадина выполнена палеоген-неогеновыми отложениями мощностью до 2000 м, перекрытыми осадками четвертичного возраста. Абсолютная высота равнины из­ меняется от 400 до 800 м.

В центре расположено оз. Зайсан (Бухтарминское водохранилище), северный берег которого в основном абразионный, а южный — аккумулятивный. Северная часть впадины отличается преобладанием пластовых равнин, сложенных горизонтально залегающими глинами палеогена и неогена, с многочисленными сорами, солончаками, с наличием отдельных останцов и гряд: Кара-Бирюк, Шакельмес, Киин-Кериш, Ашутас.

153

Зайсанская впадина, останцы палеоген-неогеновых глин

В южной части впадины господствуют аккумулятивные равнины: озерные, озерно-аллювиальные, аллювиальные и предгорные аллювиально-пролювиальные с овражным расчле­ нением. На левобережье Черного Ертиса расположены песчаные массивы Айгыркум, Айжан - эоловые бугристо-грядовые равнины. Они образовались в результате перевевания аллю­ виальных песчаных отложений.

В Зайсанской впадине находится известный палеоботани­ ческий природный памятник Ашутас.

Алакольская впадина расположена южнее Зайсанской, разделяет хребты Тарбагатая и Жетысуского (Джунгарского) Алатау. На востоке она ограничена хребтами Барлык и Майли, а на западе от Балхашской впадины ее отделяет кольцевая структура горных поднятий Арганаты-Аркалы. В наиболее пониженной центральной части (347-350 м) расположены озера Алаколь, Сасыкколь, Уялы и Жаланашколь. Наибольшим по величине является оз. Алаколь —бессточный водоем, вытянутый с северо-запада на юго-восток. Длина озера 104 км, ширина 52 км, а максимальная глубина 54 м. Северные и северо-западные берега низкие аккумулятивные с многочисленными песчаными косами и бухтами. Южные и юго-западные берега абразионные.

154

Озеро Джаланашколь

Озеро Алаколь, аккумулятивный берег

Острова озера Улькен Аралтюбе и Кишкене Аралтюбе представляют собой поднятые по разломам блоки палеозойского фундамента, в пределах которых наблюдаются абразионные уступы, береговые валы. К подножью хребтов абсолютная высота поверхности впадины увеличивается до 700-800 м.

Основными типами рельефа являются озерные, озерно­ аллювиальные, аллювиально-пролювиальные равнины, сложен­ ные четвертичными глинами, суглинками, песками, валунно-галечниками, которые залегают на песчано-глинистых отло­ жениях неогена. Над их поверхностью возвышаются массивы

155

песков (Каракум, Сарыкум, Бииккум, Бармаккум) и изолирован­ ные возвышенности, сложенные породами палеозоя (горы Сиректау, Карпебай, Жайтобе, Аркалы, Арганаты).

На юго-востоке Джунгарские ворота (шириной около 10 км) соединяют Алакольскую впадину с впадиной оз. Эби-Нур (КНР).

Илейская впадина разделяет горные системы Северного Тянь-Шаня и Жетысуского Алатау. Общая длина ее составляет 1000 км, ширина изменяется от 20 до 100 км. В пределах Казахстана расположена западная часть впадины длиной около 300 км. Широтно ориентированная Илейская впадина на западе ограничена Капшагайским горстом. Ее абсолютные высоты изменяются от 800 м на востоке у г. Кульджи (КНР) до 400-350 м - на западе. В наиболее пониженной центральной части впадины протекает р. Иле, в долине которой перед Капшагайским горстом создано водохранилище. На север и юг от р. Иле абсолютная высота равнин впадины возрастает до 1000-1200 м.

Структурную основу образует Илейский грабен-синклинорий, ограниченный региональными разломами от Жетысуского и Ил ей с кого горст-антиклинориев. Илейская впадина выполнена отложениями мезо-кайнозоя мощностью до 4000 м. В строении рельефа участвуют главным образом палеогеновые, неогеновые и четвертичные отложения. В средней части впадина пред­ ставляет собой суженный участок, образованный возвышенностями Кату и Калканы на право-бережье и горами Богуты на левобережье.

Илейская аллювиальная равнина к подножию гор сменяется аллювиально-пролювиальными равнинами многочисленных рек южного склона Жетысуского Алатау и северных склонов хребта Узынкара (Кетмень) и Илейского Алатау. Равнинный характер впадины нарушается наличием изолированных поднятий гор Кысты-Калкан, Улькен-Калкан, Актау высотой 1200-1300 м. Относительные превышения их составляют 500-600 м.

Особый интерес представляет песчаный массив Аккум-Калкан, так называемые «поющие пески», расположенные между горами Кысты- и Улькен-Калкан. Песчаный массив состоит из двух барханов с абсолютными высотами 500-650 м.

156

Относительные высоты соответственно 100 и 150 м. Причиной «пения» является сложный ветровой режим, при котором происходит смещение более или менее значительных масс песка по склону.

Правобережье р. Иле, «Поющий бархан»

Аккумулятивные равнины Южного Прибалхашья сфор­ мировались в пределах предгорной впадины, которая ранее в геолого-географической литературе рассматривалась в составе единой Балхаш-Алакольской впадины. От Алакольской впадины она отделена горным поднятием Арганаты-Аркалы. Высота поверхности изменяется от 600-700 м на юге до 340-360 м - на севере, побережье оз. Балхаш.

Выделяются отдельные песчаные пустыни: Таукум, Сарыесик-Атырау. Поверхность расчленена долинами рек Лепсы, Аксу, Каратал, Иле. На правобережье р. Иле наблюдается много­ численная сеть древних русел - баканасов. Реки при впадении в Балхаш образуют широкие, часто заболоченные дельты.

В строении рельефа принимают участие в основном четвертичные отложения, которые перекрывают песчано­ глинистую толщу палеоген-неогена. Основным типом рельефа Южного Прибалхашья являются эоловые равнины: грядовые, грядово-ячеистые, бугристо-грядовые. Высота гряд изменяется от 5-10 до 20-25 м. Они сформировались на озерно­ аллювиальных нижне-среднечетвертичных отложениях в

157

условиях аридного климата. Эоловые процессы интенсивно проявляются и в настоящее время.

Вдоль берега Балхаша развита озёрная равнина шириной от 3 до 20 км.

Среди песчаных массивов вблизи речных долин хорошо выражены аллювиальные равнины.

Современная направленность развития рельефа равнин и горных территорий Казахстана происходит в условиях дифференцированных тектонических движений, аридизации климата, усиления роли антропогенного рельефообразования.

Контрольные вопросы

1. Какие основные факторы формирования современного рельефа?

2. В чем проявляется связь тектонических структур и рельефа?

3. Какие критерии положены в основу геоморфологического районирования Казахстана?

4. Назовите основные типы рельефа платформенных равнин Казахстана.

5. В чём заключаются особенности рельефа равнин и плато Западного Казахстана?

6. В результате каких процессов образуются природные скульптуры Мангистау и Устюрта?

7. Какие отличительные черты рельефа характеризуют Казахский мелкосопочник?

8. Как образовались кольцевые структуры Казахстана?

9. Что представляют собой погребенные речные долины и где они находятся?

   10. Что представляют собой островные низкогорья Сарыарки?

10. Назовите основные типы рельефа гор Юго-Восточного Казахстана.

10. Что представляют собой поверхности выравнивания горных территорий?

10. Каковы индивидуальные особенности рельефа Казахстанского Алтая?

10. Укажите основные особенности рельефа песчаных пустынь Казахстана?

10. Сколько было оледенений в горах Юго-Восточного Казахстана, и какое их отражение в рельефе?

11. Какие отличительные черты строения речных долин гор и равнинных территорий?

Задания для самостоятельной работы

1. Составить картосхему геоморфологического районирования Казахстана.

2. Дать анализ ярусности рельефа одного из хребтов Тянь-Шаня.

3. Подготовить реферат «Современные природные и антропогенные процессы рельефообразования одной из геоморфологических областей Казахстана» (по выбору).

1S8

Рекомендуемая литература

1. Веселова Л.К. Морфоскульптура гор Юго-Восточного Казахстана //Современные рельефообразующие процессы на территории Казахстана. - Алма-Ата: КазГУ, 1988. - С. 16-27.

2. Диденко-Кислицына Л.К. Кайназой Юго-Восточного Казахстана: гео­ морфология. Новейшая тектоника. История формирования рельефа и осадконакоплений, палеоэкология. Ч. 2. —Алматы, 2006. - 90 с.

3. Жандаев М.Ж. Геоморфология Заилийского Алатау и проблемы формирования речных долин. - Алма-Ата: Наука, 1972. - 160 с.

4. Калецкая М.С., Авсюк Г.А., Матвеев С.Н. Горы Юго-Восточного Казахстана. - Алма-Ата, 1945. - 212 с.

5. Науменко А.А., Попов А.В. Бассейн реки Чарын: словарь-справочник по физической географии. - Алматы: Мектеп, 1996. - 106 с.

6. Попова Г.З. Кольцевые и линейные морфоструктуры Казахской складчатой страны. - Алма-Ата: Наука, 1966. - 210 с.

7. Равнины и горы Средней Азии и Казахстана. - М.: Наука, 1975. - 264 с.

8. Рельеф Казахстана. - Алма-Ата: Гылым, 1991. - Ч. 1. - 168 с.

9. Рельеф Казахстана. - Алма-Ата: Fылым, 1991. - 4. 2. - 176 с.

10. Сваричевская З.А. Геоморфология Казахстана и Средней Азии. - Л.: ЛГУ, 1965.-210 с.

Глава 4

КЛИМАТИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ

Климат, то есть многолетний статистический режим погоды, является результатом климатообразующих процессов, непрерывно протекающих в атмосфере и деятельном слое. На обширной территории Казахстана с ее достаточно сложной орографией климатические условия характеризуются большим разнообразием. Ввиду значительной протяженности территории с севера на юг здесь происходит постепенный переход от климата степной зоны (с небольшими островками лесостепного ландшафта на крайнем севере) до климата зоны пустынь в ее южной половине. Общая черта, присущая климату Казахстана, обусловливаемая его удаленностью от океанов, прежде всего Атлантического, являющегося основным поставщиком влаги для большей части Евразии, - резко выраженная засушливость и высокая степень континентальности. Лишь на наветренных склонах Алтая и Тянь-Шаня, обращенных навстречу западным вторжениям, климат становится более влажным и приобретает черты, свойственные климату свободной атмосферы.

• изучение климата Казахстана большой вклад внесли

• Григорьев, Л.А. Чубуков, П. И. Колосков, А. С. Утешев, М.Х. Байдал, А.А. Скоков, Г.Н. Чичасов, B.C. Чередниченко и др. Климатические разработки широко представлены в многочислен­ ных трудах сотрудников КазНИГМИ (КазНИИЭК), Казгидромета, кафедры метеорологии КазНУ им. аль-Фараби.

Факторы формирования климата

Климат любой территории формируется под действием це­ лого ряда климатообразующих факторов. На формирование климата основное влияние оказывают радиационные и циркуляционные

160

условия, определяющие температурный режим, типы воздушных масс и их движение, развитие фронтальных процессов и атмосферные осадки, соотношение тепла и влаги.

Радиационный фактор. Важнейшим элементом приходной части радиационного баланса земной поверхности является суммарная солнечная радиация (прямая + рассеянная). В распре­ делении величин суммарной радиации на территории республики закономерно проявляется широтная зональность, обусловливающая продолжительность солнечного сияния, которая увеличивается от 2000 ч на севере до 3000 ч на юге. В частности, в Туркестане число часов солнечного сияния составляет 3072. В соответствии с этим значения годовой суммарной радиации возрастают в том же направлении от 4200-5000 мДж/м2 в лесостепной зоне до 6700-7200 мДж/м2 в пустыне Кызылкум. В горных районах изменение величины суммарной радиации по склонам хребтов зависит от условий облачности. Так, на наветренных склонах отмечается существенное уменьшение притока суммарной радиации на высотах, соответствующих уровню максимального облакообразования (от 1,5 до 2,5 км в зависимости от местных климатических условий), выше приток радиации заметно возрастает (до 9000 мДж/м в гляциальном высокогорье).

Для годового хода суммарной радиации на большей части территории страны характерен июньский максимум, когда на юге ее величина достигает 750-800 мДж/м2. Минимум суммарной радиации повсюду приходится на декабрь.

В годовом ходе соотношение прямой и рассеянной радиации различно. Летом доля рассеянной радиации сравнительно невелика, около 30 %, а в зимне-весенние месяцы она достигает 50-60 % суммарной радиации. Годовые и месячные суммы рассеянной радиации почти не зависят от широты места и, в отличие от суммарной радиации, ее величины мало изменяются по территории. Так, ее годовые значения колеблются в пределах от 2000 мДж/м2 на юге до 2200 мДж/м2 на севере страны. Мак­ симум рассеянной радиации приходится на весенний период - апрель-май. В горах выше уровня максимального образования облаков величина рассеянной радиации заметно уменьшается в связи с ростом прозрачности атмосферного воздуха и сниже­ нием числа рассеивающих частиц. Лишь в гляциально-

161

нивальной зоне отмечается существенное увеличение рассеян­ ной радиации за счет отражения солнечной радиации от снежного покрова.

Определенная часть энергии солнечной радиации, достигнув земной поверхности, идет на нагревание этой поверхности и приземного слоя воздуха. Это —поглощенная радиация. Другая часть радиации отражается от облучаемой поверхности. Соотношение между величинами поглощенной и отраженной радиации оценивается величиной альбедо. Альбедо зависит от характера подстилающей поверхности, и поэтому его значения меняются в течение года в широких пределах. Зимой самые высокие показатели альбедо характерны для северной половины страны и горных районов, где они достигают 70-80 % (в декабре-феврале) в связи с наличием здесь устойчивого снежного покрова. В зоне полупустынь с неустойчивым снежным покровом зимой альбедо снижается до 50-70 %, а период высоких значений альбедо сокращается до 1-2 месяцев. Летом наименьшие величины альбедо отмечаются на крайнем севере страны, где они сокращаются до 16-18% , в более южных районах - до 25 %. Наиболее высоких значений летом альбедо достигает в пустынной зоне, особенно в местах с широким распространением светлых песчаных и глинистых поверхностей, лишенных растительности, - до 30-35 %.

Величина эффективного излучения увеличивается с севера на юг, в связи с уменьшением влажности и облачности над пустынями, от 1900 до 2700 мДж/м .

Направление и интенсивность процессов формирования погоды и климата в значительной степени определяются радиа­ ционным балансом. В течение большей части года его величина положительна, что свидетельствует о преобладании поглощае­ мой доли радиации над длинноволновым излучением. Период с отрицательным радиационным балансом на юге продолжается 1-1,5 месяца, на севере - 3-4 месяца (декабрь - март). Однако отрицательные месячные значения радиационного баланса сравнительно малы, составляя обычно 40-80 мДж/м2. В годовом ходе баланса его минимум чаще всего отмечается в декабре. В июне его значения почти повсеместно равны 330-380 мДж/м‘. Годовые величины радиационного баланса увеличиваются от 1500 мДж/м2 на севере до 2100 мДж/м2 - на юге страны.

162

Таблица 1

Осреднённые величины компонентов теплового баланса природных зон

Как видно из таблицы 1, при продвижении с севера на юг, в связи с уменьшением количества осадков, затраты тепла, идущего на испарение, уменьшаются в 3,2 раза, а затраты тепла на нагревание поверхности возрастают в 2,6 раза.

Циркуляционный фактор. Циркуляционные процессы обусловлены неоднородным распределением атмосферного давления, разными физическими свойствами подстилающей поверхности, характером рельефа, резкими контрастами температуры воздуха, радиационного баланса и др. В разные сезоны года для территории Казахстана характерны три типа воздушных масс —арктические, полярные (умеренных широт) и тропические. В холодное время года барико-циркуляционные условия над Казахстаном в основном определяются западным отрогом азиатского (сибирского) антициклона. Поэтому в среднем до 50% зимнего времени характеризуется антициклональным режимом атмосферного давления (1030 мб) и погоды. В отдельные зимы роль названного барического образования резко возрастает, в другие же, наоборот, значительно ослабляется. Преобладание антициклонических барических образований существенно воздей­ ствует на формирование погодных условий в зимний период. В зимы с усиленной циклонической циркуляцией и учащенным прохождением атмосферных фронтов отмечается частое разруше­ ние отрога повышенного давления, наблюдаются резкие колебания температуры до 20 °С и более за сутки, особенно в западных районах.

163

Летом над южной половиной Казахстана под влиянием интенсивного прогревания воздуха, обусловливаемого обильным притоком солнечной радиации, формируется обширная термическая депрессия, лишенная атмосферных фронтов. Нередко центр термической депрессии располагается над югом страны, в таких случаях под ее воздействием оказывается и средняя полоса республики. Чаще всего депрессия наблюдается в июне - августе. С ней связана жаркая ясная погода без осадков. Повторяемость циклонических образований летом значительно снижается.

В условиях горного рельефа возникает целый ряд местных систем циркуляции, оказывающих воздействие на ход погодных процессов. Среди них важнейшее место принадлежит процессам волнообразования, развивающимся на холодных фронтах при подходе к горным хребтам и возвышенностям. Они часто приводят к резкому ухудшению погоды - увеличению облачности, выпадению осадков, усилению ветра. Горно-долинные бризы влияют на формирование суточного режима погоды. По ряду признаков к ним приближаются распространенные, особенно на юго-востоке Казахстана, в теплый период равнинно-предгорные, котловинные, ледниковые ветры, а также фёновые явления и т.д. Существенную роль в формировании режима погоды на побережьях крупных водоемов играют бризы, усиливающиеся в теплую часть года. Они способствуют увеличению влажности воздуха и облачности.

Режим отдельных элементов климата

Температура воздуха. Четко выраженные изменения радиационного баланса с севера на юг определяют изменения температуры в этом же направлении. Средняя температура января колеблется от -19 °С на севере до -1+-3 °С на крайнем юге. На большей части территории зимние изотермы имеют широтное направление, которое нарушается под влиянием горных массивов и возвышенностей, частых выносов тепла с юго-запада каспийскими и мургабскими циклонами. В горах зимой происходит интенсивное радиационное выхолаживание, сток холодного воздуха и его застаивание в предгорьях и закрытых участках долин, что способствует формированию глубоких температурных инверсий до высоты 2000 м.

164

Наиболее низкие зимние температуры наблюдаются, когда западный отрог стационарного сибирского антициклона занимает центральную часть Казахстана. При таких условиях, например, средняя температура января в 1969 г. даже на юге, в Туркестане, составила -15,4 °С, а на севере, в Петропавловске, -30 °С. Самая же низкая средняя многолетняя температура в январе зафиксирована на метеостанции (МС) Орловский поселок (долина р. Кара-Кабы на Алтае), где она достигла -27,1 °С, что связано с длительным застаиванием холодного и плотного антициклонального воздуха на дне долины.

Когда к сибирскому антициклону присоединяется устойчивая полоса повышенного давления, объединяющая его через Западную Сибирь с арктическим регионом, создаются условия для наиболее низких температур воздуха в стране, превышающих -50 °С. Так, в Алматы в 1951г. морозы достигали -38 °С, в Зыряновске в 1940 г. —51 °С, в Астане (тогда Акмолинск) в 1893 г. -52 °С, в Орловском поселке в 1931г. -54 °С. Абсолютный минимум температуры воздуха для нашей страны, равный -62 °С, наблюдался в том же Орловском поселке зимой 1969 г.

Как видим, очень низкие температуры имели место 50 и даже 100 лет назад, в конце XIX в. В последние десятилетия, в связи с глобальным потеплением, температуры зимних месяцев заметно повысились, особенно в южных районах, где январские температуры в отдельные годы имели положительные значения. К примеру, в Шымкенте средняя температура января в 1966 г. составила 3,3 °С, а на МС Шелек (Алматинская область) она равнялась 4,2 °С в 1997 г. и 6,7 °С в 1998 г.

В апреле вся равнинная территория характеризуется положительными средними месячными температурами, в мае они уже повсеместно превышают 10°С.

Самый жаркий месяц - июль, в высокогорье максимум температуры нередко смещается на август. На равнинной части страны средняя температура июля повышается от 18 °С на севере до 30 °С на юге. Летние температурные экстремумы на территории республики обычно наблюдаются при формировании поля повышенного давления и термической депрессии в результате усиления субтропического Азорского антициклона

165

при распространении его отрога на Евразию. Так, максимальная средняя температура июля в южной столице - Алматы - за 130 лет наблюдений (1879-2008 гг.) достигла в 1944 г. 27,0 °С. Самыми тёплыми за последние 20 лет были июли 1983 и 1984 гт. Средняя июльская температура в Шымкенте составила 28,9 °С (1984 г.), в Кызылорде 29,9 °С (1983 г.), на МС Кызылкум (Южно-Казахстанская область) 32,3 °С. Ещё более жаркие июли отмечены в Кызылорде в 1927 г., - 34,4 °С и в 1913 г. - 35,2 °С. На МС Шелек средняя температура первой декады августа 1984 г. достигла 41,6 °С. Самые высокие срочные температуры, зарегистрированные также в июле 1983 г., имеют еще большие значения: 43,4 °С - в Алматы, 48 °С - на МС Бетпак-Дала (Карагандинская область), 49 °С - на МС Туркестан и Кызылкум. Наконец, абсолютный максимум температуры воздуха в стране, равный 50 °С, зафиксирован на МС Тасты (Южно-Казахстанская область). Понятно, что минимальные температуры июля, ниже 10 °С, характерны для высокогорья юго-востока страны (на высотах более 3500 м). Летом температура в горах понижается с высотой с градиентом 6-7 °С/км.

Что касается средних годовых температур, то они в равнинной части страны закономерно повышаются с севера на юг от 0 °С на МС Пресногорьковка (Костанайская область) до 13,7 °С на МС Кызылкум. Здесь годовые температуры в 1983 и 1988 гг. составили 14,2 С. В котловинах Алтая (Орловский посёлок) они принимают отрицательные значения, -3,8 °С. Разумеется, самые низкие годовые температуры приурочены к высокогорью - гляциально-нивальной зоне. По наблюдениям на леднике Туюксу в Илейском Алатау, средняя годовая температур» воздуха на высоте 3470 м равна -6,5 °С. На высотах более 4200 м она понижается до -10 °С и ниже (как на Новой Земле!).

Потепление климата, проявляющееся и на территории Казахстана, ведет к заметному повышению средней годовой температуры. Так, в Алматы эта температура в среднем в последнее десятилетие XIX в., в 1891-1900 гг., была равна 7,2 °С, а в десятилетие 1991-2000 гг. - 9,8 °С. Таким образом, за 100 лет средняя температура года повысилась здесь на 2,6 °С (по 0,26 °С за 10 лет), или на 36 %.

166

Продолжительность безморозного периода на равнинах составляет в среднем 110 дней на севере и 200 дней на юге. В горах она быстро сокращается с высотой и в значительной степени определяется условиями местоположения. Сумма средних суточных температур > 10°С увеличивается от 2000 в Петропавловске до 4400 в Чардаре.

Атмосферные осадки. Территория Казахстана, за исклюю-чением высокогорных районов, отличается ярко выраженной аридностью: среднее взвешенное по всей площади страны годовое количество атмосферных осадков составляет около 200 мм. Большое влияние на распределение осадков оказывает рельеф местности. Количество осадков увеличивается на наветренных склонах гор и возвышенностей и уменьшается - на подветренных. В степной зоне в среднем за год выпадает 250-300 мм осадков. Некоторое увеличение их отмечается в лесостепных районах и на северных склонах Сарыарки. Для большей части Центрального Казахстана характерно в среднем 125-250 мм осадков в год. Наименьшее количество осадков (порядка 100 мм) наблюдается в Прибалхашье и в Приаральских Кызылкумах. На возвышенной западной части плато Устюрт и на Мангистау выпадает около 150 мм, а в прилегающих пустынях - о т 100 до 125 мм в год. Здесь, особенно летом, осадков не бывает месяцами. К примеру, на МС Кызылкум в 1971, 1983 и 1984 гг. в течение четырех месяцев (июнь - сентябрь), а в 1975 г. за шесть месяцев (апрель - сентябрь) не было ни капли дождя.

В горных районах количество осадков резко возрастает. В зависимости от орографии и абсолютной высоты в горах Казахстана в среднем за год выпадает от 500 до 1000 мм осадков и более. На МС Верхний Горельник (высота 2268 м) в бассейне р. Малой Алматинки на северном склоне заилейского Алатау годовая норма осадков составляет 1005 мм. На самой высокогорной в Казахстане МС Мынжилки (3016 м) в том же бассейне в 1969 г. выпало 1197 мм осадков (при норме 850 мм). Только в июле 2003 г. слой выпавших осадков составил здесь 340 мм. В Алматы в том же 2003 г. выпало максимальное за 130 лет количество осадков - 943 мм (при норме 600 мм). Средняя за десятилетие 1981-1990 гг. сумма осадков здесь, по сравнению с десятилетием 1881-1890 гг., увеличилась на 20%. Максимум

167

осадков имеет место в снежно-ледниковой зоне: на леднике Туюксу в 1966 г. их сумма составила 1900 мм (при норме 1200 мм).

Еще больше осадков выпадает в горах Казахстанского Алтая, который является самым «мокрым» местом в стране. К сожалению, там нет высокогорных метеостанций. Но данные снегомерных маршрутов и суммарных осадкомеров показывают, что бассейны рек Малая Ульба, Уба, Громотуха, Тургусун, Хамир, дренирующих склоны Ивановского хребта, получают 2000 мм осадков в год, большая часть которых выпадает зимой в твердом виде. В экстремально снежные зимы высота снежного покрова здесь превышает 5 м, а снегозапасы - 1800 мм. Настоящим «полюсом снежности» Алтая и всего Казахстана является район горы Белухи (4506 м), южные склоны которой лежат в пределах страны, где осадки достигают 2500 мм.

Межгорные котловины и подветренные склоны Алтайских гор обеднены осадками - 200-400 мм. В котловине оз. Зайсан, залегающей между Алтаем и Тарбагатаем, годовые осадки не превышают 160 мм.

В годовом ходе в лесостепной и степной зонах Казахстана преобладают летние осадки с максимумом в июне —июле. Они связаны с циклонами фронтальной зоны, разделяющей конти-нтальный полярный воздух и среднеазиатский тропический воздух. В пустынной зоне осадки распределены более или менее равномерно в течение года. Предгорья и низкогорья Северного Тянь-Шаня и Жетысуского (Джунгарского) Алатау отличаются минимумом осадков летом и двумя максимумами: главным - весной и вторичным - осенью.

Важной характеристикой осадков, особенно жидких, является их интенсивность. Бывали случаи, когда интенсивность выпадения осадков превышала 1 мм/мин. Так, 25 мая 1941 г. в Илейском (Заилийском) Алатау в районе Медео за 97 мин. выпало 93 мм осадков (это их месячная норма), а в июле 1921 г. там же за один дождь выпало 116 мм.

Высота снежного покрова на севере составляет 15-30 см с периодом залегания 130-170 дней. На юге во время оттепелей снег может стаивать. В горах высота снега увеличивается с высотой. Ее изменение на северном склоне Илейского Алатау

168

такое: Алматы (850 м) - 30 см, Медео (1600 м) - 60 см, Мынжилки (3016 м) - 90 см, ледник Туюксу (3800 м) - 150 см. В многоснежные зимы высота снежного покрова, как и водозапас в нем, увеличивается в 2-3 раза.

Ветер. Его режим определяется общей барико-циркуля-ционной обстановкой и существенно изменяется при переходе от теплой половины года к холодной. В зимнее время характер преобладающих воздушных течений на большей части страны определяется наличием западного отрога сибирского антициклона, поэтому в лесостепной и степной зонах, от Мугоджар до Алтая, преобладают юго-западные ветры. В зоне пустынь и в предгорной полосе южной половины страны господствуют ветры северо-восточного направления. В горных районах преобладающие направления ветров соответствует простиранию речных долин и межгорных понижений. В горах широко распространены местные ветры. Подобного рода ветры особенно часты в районах Джунгарских Ворот и Илейской впадины.

В теплую часть года особенности ветрового режима в значительной мере определяются формирующейся в это время над Казахстаном слабо выраженной барической депрессией. В связи с этим на севере преобладают северо-западные ветры, а на юге, как и зимой, сохраняется преобладание северных и северо-восточных ветров. В степной зоне средние годовые скорости ветра колеблются в пределах 4,5-5,0 м/с. Южнее, в Центральном Казахстане, они снижаются до 4,0-4,5 м/с. И еще менее значи­ тельны они в пустынной зоне - 3—4 м/с.

Максимальное число дней с сильным ветром (> 15м/с) отмечено на МС Зайсан - 115, а наибольшая повторяемость штилей на МС Шар дара - 33 дня. Абсолютный максимум скорости ветра зафиксирован в 2003 г. в Джунгарских Воротах (ветер «Эби») - 72 м/с, или 260 км/ч.

Влажность воздуха и облачность. Годовой режим влажности обусловлен сменой воздушных масс разного происхождения, температурой, характером и высотой подстилающей поверхности, количеством осадков, испарением. Абсолютная влажность воздуха невелика. Она, как и температура, повышается с севера на юг и понижается с абсолютной высотой. На севере ее средняя годовая величина равна 6-7 мб, на юге 8-9 мб. Максимум

169

абсолютной влажности приходится на лето (13 мб на севере, 15 мб на юге), минимум - зимой (2 мб на севере, 3-5 мб на юге).

Средняя годовая относительная влажность, наоборот, уменьшается с севера на юг. Максимум ее наблюдается зимой, в январе - феврале: в 13 часов на севере она равна 80 %, на юге - 65 %, в горах - 70-80 %. Минимум приходится на лето: на севере 45-50 %, на юге - 20 %, в горах - до 65 %. Крупные водоемы - Арал, Балхаш, Алаколь — уравнивают среднюю месячную относительную влажность в прибрежной зоне, и в течение года она изменяется лишь на 6-10 %.

Облачность на территории страны в целом невелика, в среднем за год она составляет 5-6 баллов. Зимой облачность убывает с запада на восток, а летом - с севера на юг. Летом она минимальна, особенно на юге. На большей части страны максимум облачности приходится на холодный период, за исключением гор Алтая, где он отмечается в летнее время. Характерно изменение облачности и в течение суток: ночью и утром она в 2-3 раза меньше, чем днем и вечером. Ресурсы летней конвективной облачности достаточно велики на севере и в горах юго-востока страны. Число ясных дней увеличивается со 120 за год на севере до 260 на юге, а пасмурных - уменьшается с 60 на севере до 10 в Балхашской впадине.

Метеорологические явления

Грозы. Территориальное распределение гроз согласуется с географическим распределением осадков в теплое время года. Число дней с грозами увеличивается с юго-запада на северо-восток. Наибольшая их повторяемость в пределах равнин характерна для северных областей, где в среднем за год насчитывается 20-25 дней с грозами. На крайнем юге этот показатель уменьшается до 8 дней и менее, что связано с высоким положением уровня конденсации. Наиболее интенсивная грозовая деятельность наблюдается в предгорьях и горах Алтая, Жетысуского и Илейского Алатау, где число дней с грозами изменяется в пределах 30-35, местами до 55. Меньшая частота гроз прослеживается на подветренных склонах хребтов, в горных котловинах и на побережьях Каспия, Арала и Балхаша. Зимние грозы бывают только в полупустынной и пустынной зонах.

170

Град. В условиях Казахстана град отмечается в среднем 1-3 дня, а в горных районах до 5-6 дней за год. Наибольшая повторяемость дней с градом прослеживается в Илейском Алатау, где за год бывает 8-10 дней, а в отдельные годы - 15-28 дней с градом. В полупустынях и пустынях град выпадает очень редко - 1 раз в 25-30 лет. Вблизи крупных водоемов число дней с градом уменьшается в 1,5-2 раза. На большей части страны град наблюдается с апреля по октябрь, а на юге - с марта по октябрь. Однажды в начале 60-х годов XX в. в районе Астаны (тогда Акмолинск) при выпадении града вес отдельных градин достигал 1,3 кг.

Пыльные бури. Их образование зависит от скорости ветра и характера почвенного покрова. В степях Северного Казахстана число дней с пыльными бурями в среднем за год варьируется от 20 до 38, а в Западном Казахстане, особенно в районе Общего Сырта, - от 40 до 46. Максимум числа дней с пыльными бурями, 56, отмечен в Челкаре, расположенном вблизи песков Большие Барсуки. В южных песчаных пустынях число дней с пыльной бурей может достигать 60. В горных районах юго-востока страны пыльные бури практически не наблюдаются.

Метели. Число дней с метелями убывает севера на юг. На севере в среднем за зиму отмечается от 30 до 40-50 (местами 54) дней с метелями. В южных областях среднее число дней с метелью колеблется от 1 до 5. Ещё реже (от 6-8 до 2 случаев за 10 лет) метели бывают на крайнем юге и юго-востоке, на горных перевалах с сильными местными ветрами.

Туманы. Образование туманов связано с особенностями циркуляции атмосферы и физико-географических условий. Часты они в Мугоджарах (до 70 дней в год), в Илейском Алатау (75-100 дней). Повышенное туманообразование наблюдается и в промышленных районах: Караганда - 37, рудник Ачисай - 38, Усть-Каменогорск —51, Алматы - 56 дней (с крайними значениями от 26 до 98 дней). В горных долинах и котловинах Северного Тянь-Шаня наиболее интенсивное туманообразование происходит весной и осенью, а в Горном Алтае - зимой. На большей части территории страны максимум повторяемости дней с туманами приходится на декабрь - январь, а в Западном и Центральном Казахстане - на март.

171

Гололёд - одно из неблагоприятных метеорологических явлений, приносящих ущерб животноводству, так как способ­ ствует возникновению джута - бескормицы и гибели скота. Он образуется после туманов и дождей при понижении температуры до 0-3 °С. В горных районах Восточного Казахстана гололёдные явления проявляются редко, и толщина слоя гололёда не превы­ шает 5 мм. В Зайсанской, Алакольской и Илейской впадинах, Южном Прибалхашье, долинах Северного Тянь-Шаня, Присыр-дарьинской равнине толщина гололёдного слоя достигает 10 мм, в Западном Казахстане и Сарыарке - 15 мм, на Предуральско-Эмбинском и Тургайском плато - 20 мм. В районе массива Улытау, на склонах хребта Каратау и Шу-Илеийских гор (Айтау) гололёдные явления отличаются наибольшей повторяемостью и интенсивностью (толщиной до 30 мм).

Засуха. Чаще всего засуха возникает при вторжении аркти­ ческого воздуха в антициклонах. В степной зоне она длится всего лишь 5-10 дней, снижаясь до единичных случаев в низко­ горном поясе Алтая. Но уже в полупустынной зоне ее роль в погодной структуре летом резко возрастает. На равнинных пространствах полупустынной зоны случается до 40 дней с атмосферной засухой, в Кызылкумах - до 100 дней. Под воздей­ ствием смягчающего влияния крупных водоемов и горных массивов степень засушливости климата значительно снижается. На территории страны сильные засухи были в 1955, 1963, 1965, 1975, 1978, 1983, 1997 гг. Продолжительность одной вспышки засухи составляет 10-20 дней, максимально - 40. Напряжение атмосферной засухи в отдельные дни достигает силы суховейного эффекта, когда температура превышает 38—40 °С, при повышенной скорости ветра и относительной влажности воздуха 5-15 %. Формируя почвенную засуху и сочетаясь с ней, атмосферная засуха приводит к гибели посевов, усыханию древостоев и лесным пожарам, обмелению бессточных озер, пересыханию рек, интенсивному таянию горных ледников.

Особенности режима погоды по сезонам года

Зима. На севере, в лесостепной и степной зонах, она длится 4—5 месяцев, с ноября по март, холодная. Здесь уже в ноябре

172

почти повсеместно образуется устойчивый снежный покров. Устойчивый переход температуры воздуха через О °С в этих зонах происходит обычно в третьей декаде октября, лишь на крайнем западе (район Уральска) - в первых числах ноября. В январе морозы заметно усиливаются. Толщина снежного покрова, который сохраняется до 170 дней, достигает 30 см. Средняя температура января составляет -18 °С, абсолютный минимум приближается к -50 °С и ниже.

В зоне полупустынь зима с устойчивым снежным покровом продолжается 4 месяца (ноябрь - февраль), а в зоне пустынь 2,5-3 месяца, умеренно-холодная. Январь в этих зонах ветреный, морозный. В полупустыне снежный покров сохраняется 40-80 дней, его толщина не превышает 10 см. Переход температуры через 0 °С в полупустыне происходит в середине ноября, а в пустыне - в первой декаде декабря, на юго-западе (побережье Каспия) - в середине декабря.

На севере оттепели с повышением температуры до 5 °С возможны для 50 % зим. Южная часть территории Казахстана характеризуется большей повторяемостью погоды с переходом температуры через 0 °С. Нередко при такой погоде температура повышается до 12-15 °С. Она удерживается иногда в течение нескольких дней подряд. Эти оттепели вызывают бурное таяние снежного покрова и как бы создают эффект весны - снег почти совсем исчезает, почва становится мягкой и вязкой .

• то же время небольшая толщина снежного покрова, его неравномерное залегание, низкие температуры воздуха способствуют сезонному промерзанию почвы в среднем до глубины 150-180 см на севере и 30-50 см на юге.

• горных районах формирование устойчивого снежного покрова происходит позднее даты перехода температуры через 0 °С на 20-30 и более дней. В горах с повышенным количеством осадков с увеличением абсолютной высоты средние даты перехода температуры через 0 °С и образования устойчивого снежного покрова постепенно сближаются. В гляциальной зоне, на ледниковой поверхности, эти даты совпадают.

Весна. Во всех природных зонах страны весна дружная и короткая, в основном длится 1,5-2 месяца. В степной зоне в апреле резко возрастает приток суммарной радиации, а вместе с

173

ним и величина радиационного баланса, что приводит к интенсивному таянию снегов и подъему температуры воздуха. Устойчивый переход температуры через О °С происходит 10-15 апреля, а в Сарыарке и предгорьях Алтая - в первых числах апреля. В это же время разрушается и устойчивый снежный покров.

• зоне полупустынь средние температуры воздуха в апреле на 13-14 °С выше по сравнению со средней температурой марта.

• пустынной зоне уже в марте отмечается резкий подъем средней температуры, на 7-8 °С по сравнению с февралем, и интенсивное нагревание почвы. В апреле на обширных пространствах пустынной зоны почти безраздельно господствует безморозная, преимущественно солнечная погода.

• горных районах Северного Тянь-Шаня и Жетысуского (Джунгарского) Алатау основная закономерность в распреде­ лении условий погодного режима весны выражается в изменении их с высотой. Так, на предгорных равнинах доминирующее положение в погодной структуре апреля принадлежит безмороз­ ным солнечным дням (до 60 %). Таким образом, разрушение снежного покрова в Северном Казахстане происходит к середине апреля, в Центральном Казахстане - в марте, в Южном Казахстане - в феврале, на крайнем юге (район Шардары) снежный покров бывает не каждый год.

Весной, наряду с повышением температуры, при прорывах арктических воздушных масс возможны и возвраты холодов, при которых иногда устанавливается временный снежный покров. Суточные амплитуды температуры доходят до 16-20 °С, особенно в пустыне и в полупустыне. Ночные заморозки на севере страны прекращаются в мае, на юге - в апреле. Крайние поздние заморозки могут случиться на месяц позже по сравнению со средними датами. Особенно морозоопасными являются котловины, долины и сырые низины.

Весной на всей территории Казахстана увеличивается

количество осадков. Особенно обильны они в предгорьях и горах Алтая, Тарбагатая, Жетысуского Алатау и Тянь-Шаня, а также в лесостепной зоне на крайнем севере страны.

Лето. Летний период почти повсеместно продолжается в среднем 5 месяцев, с мая по сентябрь. Полуденные высоты

174

Солнца и продолжительность светового дня в этот период значительны, обусловливая наибольший приток солнечной радиации. Этому способствует также слабая облачность, которая несколько увеличивается в предгорьях Алтая и Тянь-Шаня. Продолжительность солнечного сияния за лето на севере сос­ тавляет 1500-1600, а на юге - 2200 часов. Поэтому на севере лето тёплое (со средней температурой июля 19-20 °С), в цен­ тральной части - очень тёплое (24-25 °С), а на юге - жаркое (28-30 °С).

Летом большую часть территории страны захватывает северная периферия термической депрессии. Она формируется в течение всего теплого периода и иногда сохраняется по 10-15 дней. В области депрессии преобладает жаркая и сухая погода со слабым ветром. В степных равнинах повторяемость подобной погоды в июле равна 35-40 %. На подступах к предгорьям Алтая погода обретает умеренно влажный характер. На равнинных пространствах полупустынной зоны, в Зайсанской котловине, в предгорьях Тарбагатая и Саура лето очень теплое, с малым количеством атмосферных осадков. В июле повторяемость солнечной погоды здесь достигает 70-80 %. В пустынной зоне уже в мае формируется летний режим погодных условий. Со второй половины мая почти всюду преобладают жаркие и сухие погоды, которые местами даже несколько превосходят июльские величины. В отдельные годы осадки здесь не выпадают месяцами.

• районах плато Устюрт, Бетпакдалы, среднего течения Сырдарьи и Южного Прибалхашья повторяемость очень жарких

• сухих погод также велика - 75—85 %. Самая же высокая степень повторяемости таких погод в пределах страны, составляющая 95 %

• более, характерна для южной части пустыни Кызылкум. Ослабление засушливости погодных условий в летние месяцы наблюдается на побережье Каспия.

  • горных районах продолжительность лета зависит от высоты, с возрастанием которой наступление лета запаздывает. Летняя погода здесь умеренно теплая, влажная, дуют местные прохладные горно-долинные бризы, часты грозы. По мере увеличения высоты повторяемость облачных погод возрастает до 60 %, а солнечные погоды становятся более редкими (около

175

40 %). Летние осадки в горах, как и на равнине, имеют в основном ливневой характер. Интенсивные осадки в горах могут приводить к формированию селевых потоков.

Осень - переходный сезон между летом и зимой. Она характеризуется нарастающим снижением температуры воздуха до отрицательных значений и изменениями в режиме осадков - появлением снежного покрова и ледостава на реках и озерах.

Началом осеннего периода считается переход средней суточной температуры воздуха через 10 °С. На севере осень наступает в начале сентября, в центральной части - во второй половине этого месяца, а на юге - в конце октября. В горах начало осени приходится на более ранние сроки. Большой продолжительностью отличается осень в пустынной зоне. По особенностям термического режима и характеру преобладающих типов погоды к ней следует отнести и октябрь, и ноябрь. В эти месяцы в пустыне Кызылкум еще продолжают играть заметную роль солнечные и сухие погоды. Незасушливая, умеренно влажная погода в это время стоит в районах нижнего течения р. Шу и побережья Каспия, где повторяемость безморозных погод достигает 70-80 %.

В середине сентября в лесостепной и степной зонах, а в начале октября в пустыне отмечаются первые осенние заморозки. Во второй половине осени типична погода с переходом температуры воздуха через 0 °С. Вскоре после этого устанавливается снежный покров, и черты климатического режима принимают зимний характер.

Характерные особенности климата и климатическое районирование

Как мы выяснили, климатические условия Казахстана проявляются в сочетаниях различных метеорологических величин и прежде всего в разных соотношениях тепла и влаги в приземном слое воздуха и на деятельной поверхности. Это, в свою очередь, зависит от интенсивности солнечной радиации, режима температуры и осадков, рельефа местности, испаряемости и др.

Испаряемость - важнейшая климатическая характеристика любой местности. Она представляет максимально возможное

176

испарение с достаточно увлажненной поверхности, когда расход влаги не лимитируется ресурсами воды, а определяется лишь тепловыми условиями. При отсутствии надежных методов измерения испаряемости для ее определения используют различные расчетные способы. Ниже приводятся результаты расчета испаряемости по известным формулам Иванова и Тюрка.

В целом распределение величины испаряемости по территории Казахстана носит субширотный характер, отклонения от которого прослеживаются лишь на побережьях Каспия и Арала. Значения испаряемости закономерно возрастают с севера на юг от 500 до 1800 мм. Максимум ее отмечен на МС Кызылкум - 1986 мм, минимум - в ледниковом высокогорье - 100 мм. Распределение испаряемости по ландшафтным зонам и подзонам следующее: лесостепь - 550-650 мм, разнотравная степь - 650-750 мм, сухая степь - 800-900 мм, полупустыня - 1000-1200 мм, северная пустыня -1200-1300 мм, южная пустыня - 1600-1800 мм. Средняя суммарная за год испаряемость для территории страны, как и для всей Азии, равна 1050 мм. Горизонтальный градиент испаряемости для равнинной части составляет 85 мм/100 км. В горах юго-востока испаряемость уменьшается от 1400 мм в предгорной пустыне до 100 мм на ледниках при отрицательном градиенте, равном 40-45 мм/100 м (на три порядка больше, чем на равнине). Годовой ход испаряемости во всех зонах характеризуется резким подъемом весной и снижением к осени. Зимой испаряемость всюду близка к нулю из-за отрицательного радиационного баланса и недостатка тепла. Поэтому в январе она равна лишь 1-3 мм на севере и 12—14 мм на юге. Максимум испаряемости приходится на середину лета: на юге Устюрта и в пустыне Кызылкум в июле она достигает почти 400 мм (20 % от годовой суммы). На три летних месяца (июнь - август) во всех зонах приходится 50-60 % годовой испаряемости. При этом ее максимум смещается от июня в лесостепи и степи к июлю в полупустыне и пустыне и к августу - в горах. Экстремальные значения испаряемости для Алматы равны 1060 мм в 1898 г. и 1485 мм в 1941 г. при средней за 130 лет наблюдений величине 1272 мм.

В южной половине страны, в зоне полупустынь и пустынь, величина испаряемости превышает годовую сумму осадков в

177

5-6 раз, а в ряде пунктов - еще больше: в Кызылкуме - в 10 раз, в Чирик-Рабате - в 14 раз. На МС Кызылкум в 1983 г. испаряемость (2069 мм) превысила количество выпавших осадков (93 мм) в 22 раза. Фактическое же испарение здесь мало (100-200 мм), так как отсутствует сам материал для испарения - вода.

Такое превышение испаряемости над годовой суммой осадков в этом регионе создает резкий дефицит влаги и условия экстрааридности, печать которой несут на себе буквально все компоненты - рельеф, поверхностные и грунтовые воды, почвенный и растительный покров, животный мир.

Увлажнение территории, или соотношение тепла и влаги, характеризуется отношением годовой суммы атмосферных осадков к величине годовой испаряемости, т.е. коэффициентом увлажнения (по Иванову). Его значения на равнинах страны всюду меньше единицы. Даже на севере, в лесостепной зоне (Петропавловск), коэффициент увлажнения равен только 0,75 (умеренное увлажнение). Далее к югу его величина снижается в сухой степи до 0,49-0,35 (недостаточное увлажнение), в северной пустыне до 0,20-0,12 и в южной пустыне до 0,11-0,0 (ничтожное увлажнение).

Величина коэффициента увлажнения в среднегорье Северного Тянь-Шаня (МС Верхний Горельник) равна 1,3 (достаточное увлажнение), в зоне альпийских лугов (МС Мынжилки) она становится уже больше 2 (избыточное увлажнение). В областях аккумуляции ледников, выше 3800 м, коэффициент увлажнения достигает максимальных значений - 10 и более, при осадках в 1000 мм и испаряемости в 100 мм.

Коэффициент увлажнения в Алматы за 130 лет изменялся в пределах от 0,22 в 1917 г. до 0,76 в 1969 г. Его среднее значение равно 0,47 (недостаточное увлажнение).

Обратным относительно коэффициента увлажнения показа­ телем является радиационный индекс сухости, представляющий, по М. И. Будыко, отношение годового радиационного баланса к количеству тепла, затрачиваемого на испарение годового количества осадков на той же площади. Согласно расчетам, радиационный индекс сухости возрастает с севера на юг - от 1,1 в лесостепной зоне в районе Петропавловска до 6,5 на юге пустыни Кызылкум (Шардара).

178

Континенталъность климата. При анализе климатиче­ ских условий любой территории нередко возникает необходимость решения вопросов, связанных с оценкой степени континенталь-ности климата как показателя проявления особенностей ее природных условий. Вообще под континентальностью климата понимают степень влияния на него подстилающей поверхности и атмосферной циркуляции, т.е. континенталъность климата - это совокупность характерных его особенностей, определяемых воздействием материка на процессы климатообразования: увеличение годовых и суточных амплитуд температуры, уменьшение относительной влажности воздуха и облачности, атмосферных осадков и скорости ветра и т.д.

Мерой континентальности климата принято считать годовую амплитуду температуры, величина которой возрастает в глубь материка вместе с увеличением повторяемости континентальных воздушных масс. Поэтому в этом же направлении растет и степень континентальности.

Выделяются следующие градации континентальности климата: 1) мягкий морской (континентальность изменяется от О до 20 %), 2) морской умеренный (20,1-30 %), 3) умеренный континентальной (30,1-50 %), 4) континентальный (50,1-70 %), 5) резко континентальный (70,1-90%), 6) самый континенталь­ ный (90,1-100%). Существует целый ряд способов расчета степени континентальности, среди которых наиболее популяр­ ной является известная формула В. Горчинского, чутко «реагирующая» на изменения амплитуды температуры:

К= 1,7 А / sin ф - 23,

где К - степень континентальности климата, %; А - годовая амплитуда температуры воздуха, °С; Ф - географическая широта места.

Согласно результатам расчетов по этой формуле и их картированию, изоконтиненталы (изолинии континентальности) в Западном Казахстане имеют субмеридианальное, а в Цен­ тральном, Южном и Восточном Казахстане - субширотное направление. Полоса с максимальной континентальностью (свое­ образная ось континентальности) проходит по полупустынной и

179

северной части пустынной зоны по линии Шалкар - Аральск - Жезказган - оз. Балхаш - хр. Тарбагатай - оз. Зайсан, практиче­ ски совпадающей с положением оси Воейкова - западного отрога сибирского антициклона. На крайнем востоке этой полосы континентальность превышает 70 % (Зыряновск - 72 %, Орловский поселок - 73 %). По обе стороны от этой полосы степень континентальности уменьшается.

Более низкие показатели континентальности, по сравнению с окружающими районами, имеют место в центральной части Казахского мелкосопочника, в массиве Кызылтас (54-56 %) и на Кокшетауской возвышенности (50-52 %), где сказывается влияние низкогорного рельефа с абсолютными высотами до 1000 м и более. На характер и направление изоконтинентал на западе страны смягчающее воздействие оказывает акватория Каспия. Изолинии плавно огибают его северное и восточное побережья. Тем не менее, континентальность здесь достаточно высока - 58-62 %.

Заметно снижается степень континентальности в горах юга и юго-востока страны, где ее минимальные значения приуро­ чены к высокогорному поясу. На северном склоне Илейского Алатау континентальность уменьшается от 56 % на высоте 850 м (Алматы) до 28% на высоте 3016 м (Мынжилки). В гляциальной зоне на высотах 3500-3800 м ее величина составляет лишь 22-24 %. Таким образом, климатические условия ледни­ кового высокогорья по типу континентальности соответствуют морскому умеренному климату. Абсолютно большая часть территории страны (более 90 %) имеет просто континентальный (не резко континентальный!) климат со значениями конти­ нентальности от 50 до 70 %.

Средняя многолетняя степень континентальности района г. Алматы составляет 56 %, при крайних значениях 77 % в 1944 г. и 36 % в 2003 г. В связи с наблюдающимся потеплением континентальность здесь за последние десятилетия умень­ шилась на 12 %. Из-за теплых зим в первые шесть лет XXI в. (2001-2006 гг.) климат Алматы был уже не континентальным, а умеренным континентальным (43 %).

Климатическое районирование. Преобладающая часть территории Казахстана относится к умеренному климатическому

180

поясу. Лишь небольшие площади по левобережью Сырдарьи (к югу от Кызылорды и Арала) и крайний юг полуострова Мангышлак и Устюрта лежат в субтропическом поясе. Существует ряд схем климатического районирования Казахстана.

В соответствии с климатическим районированием территории бывшего СССР, выполненным Б.П. Алисовым на основе учета радиационного режима и циркуляционных процессов, а также границ почвенно-растительных зон, в равнинном Казахстане (в пределах умеренного пояса) выделяется 5 климатических областей: 1) Атлантике - континентальная европейская - север Западно-Казахстанской и Актюбинской областей, бассейн среднего течения Жайыка (Урала) и Илека, степная зона; 2) Континентальная восточно-европейская - Прикаспий (без Мангистау), полупустыня и пустыня; 3) Континентальная западно-сибирская и северо-казахстанская - Северо-Казахстанская, Акмолинская, Павлодарская области (южная граница - на широте Караганды), лесостепная и степная зоны; 4) Континентальная центрально-казахстанская - узкая полоса в верховьях Эмбы, Тургая, Сарысу, Аягуза, в бассейне оз. Зайсан, полупустынная зона; 5) Континентальная северо-туранская - широкая полоса от Мангистау к Аралу и Балхашу, северная пустыня. В горах выделены две области: 1) Горная Алтая - на северо-востоке и 2) горная Тянь-Шаня - на юге.

Известно климатическое районирование А.А. Борисова на основе учета ландшафтно-географических и циркуляционных факторов. В соответствии с ним на территории Казахстана выделены Западно-Сибирская область с антициклональным климатом и преобладанием континентального полярного воздуха и Турано-Казахская —тоже с антициклональным климатом, но с преобладанием континентального тропического воздуха, особенно в летний период. На востоке и юге также представлены две горные области.

Результаты статистического анализа показывают, что в условиях заметного потепления последних десятилетий увели­ чивается количество экстремально теплых дней в осенне-зимний период. Число же экстремально холодных дней уменьшается быстрее, чем растет количество теплых. Соответственно этому должны меняться ареалы и географические пункты с

181

экстремумами температуры. Продолжительность действия и повторяемость циркуляционных условий на территории Казахстана, при которых активизируются южные и западные циклоны, также возрастает с начала 70-х годов XX в. При сохранении такой тенденции можно ожидать повышения повторяемости и величины атмосферных осадков.

Совершенно очевидно, что глобальное потепление продолжает набирать темпы. Во всяком случае, за всю историю проведения инструментальных метеонаблюдений (около двух столетий) последние полтора десятка лет были самыми теплыми на Земле и на территории нашей страны.

Контрольные вопросы

1. Общая черта, присущая климату Казахстана.

2. Главные климатообразующие факторы на территории Казахстана.

3. Какова разность в значениях суммарной солнечной радиации между севером и югом страны?

4. Как меняется величина альбедо зимой и летом в разных ландшафтных зонах?

4. Когда и в каких районах страны формируется термическая депрессия?

4. Чем обусловлены низкие зимние температуры в горных долинах

Алтая?

4. Где и когда зафиксирован абсолютный максимум температуры воздуха в стране?

5. В каких районах средняя годовая температура воздуха такая же, как на Новой Земле?

6. В каком регионе РК осадков не бывает месяцами?

10. Где находится «полюс снежности» Казахстана?

10. Каковы негативные последствия атмосферной засухи?

10. Что представляет собой радиационный индекс сухости?

Задания для самостоятельных работ

1. Анализ распределения величины суммарной солнечной радиации на территории РК.

2. Расчет испаряемости по территории РК по разным формулам. Выбор наиболее оптимальной из них.

3. Определение степени увлажнения в разных ландшафтных зонах по разности величин осадков и испаряемости.

4. Расчет коэффициента увлажнения и картирование его распределения по территории РК.

5. Анализ соотношения величин испаряемости и испарения по территории РК.

182

6. Определение радиационного индекса сухости и анализ его распределения по территории.

7. Определение степени континентальности климата и ее изменения по широте и долготе.

6. Сравнительная характеристика климатических условий горных областей РК.

   9. Характеристика агроклиматических ресурсов по ландшафтным зонам. Агроклиматическое районирование Казахстана.

10. Выявление степени потепления климата в последние десятилетия в разных регионах страны. Представление реферата.

Рекомендуемая литература

1. Алисов Б.П. Климат СССР. - М.: Высшая школа, 1969.

2. Антропогенные изменения климата / Под ред. М.И. Будыко и Ю.А. Израиля. - Л,: Гидрометеоиздат, 1987. - 406 с.

3. Вилесов Е.Н. Климатические рекорды на территории Казахстана

• Экологическое образование в Казахстане. - 2005. - № 2. - С. 11-14.

  4. Вилесов Е.Н. Глобальное потепление и его региональные проявления. - Алматы: Терра, 2007. - № 2 (3). - С. 120-127.

  5. Вилесов Е.Н., Гужавина Е.А., Уваров В.Н. К характеристике конти­ нентальности климата Казахстана //Вопросы гидрологии орошаемых земель Казахстана. - Алма-Ата: КазГУ, 1986. - С. 44—54.

  6. Вилесов Е.Н., Кочина Т.В. О возможности использования формулы Тюрка для расчёта испаряемости в условиях Казахстана //Вестник КазГУ. Серия географическая. - 2000. - №1 (10). - С. 10-14.

  7. Долгих С. А. О многолетних тенденциях термического режима на

территории Республики Казахстан //Гидрометеорология и экология.

• 1995.- № 3 ,- С . 68-77.

  8. Климат Алма-Аты. —Л.: Гидрометеоиздат, 1985. - 264 с.

  9. Климат Казахстана / Под ред. А.С. Утешева. - Л.: Гидрометеоиздат, 1959.-367 с.

10. Научно-прикладной справочник по климату СССР. Вып. 18. Кн. 1. - Л.: Гидрометеоиздат, 1989. - 514 с.

11. Научно-прикладной справочник по климату СССР. Вып. 18. Кн. 2. - Л.: Гидрометеоиздат, 1989. -440 с.

10. Утешев А.С. Атмосферные засухи и их влияние на природные

явления.

• Алма-Ата: Наука, 1972. - 176 с.

183

Г л а в а 5

ПОВЕРХНОСТНЫЕ И ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ

Поверхностные воды на Земле находятся в жидком или твёрдом (ледники) состоянии. Все они тесно связаны круговоро­ том воды и составляют важнейший природный ресурс, требую­ щий рационального использования, сохранения и охраны. Являясь компонентом ландшафта, они связаны с другими его составляющими и прежде всего - с климатом. С другой сто­ роны, и сами поверхностные воды оказывают многостороннее воздействие на ландшафты.

Поверхностные воды на территории Казахстана изучали десятки и сотни исследователей. Крупный вклад в изучение ледни­ ков страны внесли С.Е. Дмитриев, Н.Н. Пальгов, КГ. Макаревич, П.А. Черкасов, Е.Н. Вилесов; в изучение рек - П. С. Кузин, И.С. Соседов, В.И. Коровин, Ю.Б. Виноградов, В.А. Семёнов, Р.И. Гальперин, В. М. Болдырев; морей и озёр - Л. С. Берг,

A.Н. Косарев, И.А. Шикломанов, Н.Т. Кузнецов, А.В. Шнитников, Г.Г. Муравлёв. В их трудах, а также в работах А.П. Браславского,

B.В. Голубцова, КВ. Северского, В.П. Благовещенского, А.П. Горбунова, П.П. Филонца, АА. Турсунова, И. М. Мальковского, MX. Сарсенбаева, МЖ. Бурлибаева и многих других раскрыты основные особенности размещения и закономерности формирования, режима и динамики поверхностных вод Республики.

Географическое положение, разнообразие рельефа и клима­ тических условий Казахстана обуславливают крайне неравно­ мерное распределение поверхностных вод на его территории. Очень мало рек и озёр в аридных районах юга страны, значи­ тельно больше их на севере, в лесостепной зоне, лучше обеспе­ ченной осадками, и исключительно много в высокогорьях, где они питаются «вечными» снегами и ледниками.

184

На равнинах Казахстана роль воды в формировании ланд­ шафтов и производственной деятельности чрезвычайно велика: в пустыне она является единственным источником жизни и важным лимитирующим фактором в развитии хозяйства. Здесь одновременно сочетаются признаки крайней засушливости и обильного увлажнения территории и пересекающие её транзит­ ные реки. Это обстоятельство связано с орографической неодно­ родностью страны - наличием пустынных равнин на большей части территории и высоких гор на юге и востоке, гидроло­ гические условия которых весьма различны. Последние на равнинах определяются прежде всего климатическими факторами: малым количеством атмосферных осадков, высокими темпера­ турами воздуха летом с резкими их колебаниями, слабой облач­ ностью, низкой влажностью воздуха, большой испаряемостью. С этими неблагоприятными для формирования стока условиями климата сочетается равнинность рельефа с небольшими укло­ нами и однообразными ландшафтами.

Горные системы юго-востока страны носят уже иные физико-географические черты. Высокие хребты являются мощными конденсаторами атмосферной влаги, приносимой западными ветрами. Высотный пояс максимального увлажнения (местами до 2500 мм) приурочен к гляциально-нивальной зоне с развитым современным оледенением.

Распределение и характеристика современного оледенения

Исследования ледников на территории Казахстана про­ водятся с конца XIX в. Но только в 1960-1970 гг., благодаря применению дистанционных методов, гляциологи Института географии АН РК {Е.Н. Вилесов и П.А. Черкасов) по материалам аэрофотосъёмки составили полный каталог ледников, на основе которого созданы карты горного оледенения страны (Атлас Казахской ССР, 1982 г.; Атлас снежно-ледовых ресурсов мира, 1997 г.; Национальный атлас Республики Казахстан, 2006 г.).

Основная масса ледников в виде огромного ледяного пояса расположена на юге и востоке республики, где на высоту более 4000 м поднимаются хребты Тянь-Шаня - Таласский, Киргизский,

185

Ил ейский (Заилийский), Кунгей- и Терскей-Алатау, а также хребты Жетысуского (Джунгарского) Алатау, Саура и Казах­ станского Алтая. Самым «оледенелым» является хребет Жеты-суский Алатау, на котором сосредоточено около половины общего числа и площади ледников страны (табл. 2).

В суровых условиях высокогорья Казахстана существуют не только ледники, но и многолетняя мерзлота, общая площадь которой оценивается в 32000 км , из них примерно 40 % при­ ходится на горы Казахстанского Алтая. Нижняя граница распро­ странения мерзлоты закономерно, в соответствии с климатом, увеличивается с севера на юг от 2000 м в горах Алтая до 3000 м на хребтах Тянь-Шаня.

Количество твёрдых атмосферных осадков в горах во много раз больше, чем на окружающих равнинах. Поэтому повсюду в горах Казахстана, особенно в зимне-весенний период, широкое распространение имеют снежные лавины - обрушения снега по склонам. Лавинная активность проявляется уже на высотах 1000-1200 м, где снегозапасы превышают критический предел, необходимый для лавинообразования. Лавины характерны для склонов крутизной более 20 °, на которых высота снежного покрова достигает 30-50 см. Массовый сход катастрофических лавин вызывает большой материальный ущерб (например, в 1966, 1969 и 1976 гг.). В результате исключительно обильных снегопадов на северном склоне Заилийского (Илейского) Алатау 10-15 марта 1966 г., когда высота свежевыпавшего снега

186

достигала 80 см, в междуречье Аксай-Тургеиь ниже 3200 м снежными лавинами было снесено со склонов более 110 млн. т снега. Максимальный измеренный объём лавины в долине

• Саркрамы (правого притока р. Малой Алматинки) составил тогда 36S тыс. м3. Лавина, сошедшая в марте 1969 г. в бассейне

• Хамир на Алтае, уничтожила 40 га строевого леса, а её объём

достигал 1,5 млн. м3. Лавинной опасности в Казахстане подвержено около 50 тыс. км2 горных территорий .

Карово-висячий ледник Маншук Маметовой в верховьях р. М. Алматинки (фото В.П. Благовещенского. Июнь, 2008 г.)

Ледники Казахстана оказывают существенное влияние на гидрологический режим горных рек, а также на климатические особенности, геоморфологические и др. физико-географические процессы высокогорья. Наибольшее практическое значение имеет их гидрологическая роль, поскольку летнее таяние ледников обеспечивает высокие расходы в реках именно тогда, когда наиболее велика потребность в воде в предгорьях и на соседних равнинах, особенно для поливного земледелия, а также для гидроэнергетики.

Абсолютная высота гор, их расчлененность и неравномер­ ность поступления солнечной радиации на склоны разной крутизны и экспозиции предопределили морфологический облик ледников, которые «приспособились» к условиям рельефа и приняли определенные формы. Оледенение в горах Казахстана

187

представлено тремя основными группами типов: ледники долин (сложные долинные, простые долинные, котловинные, карово­ долинные, висячих долин), составляющие 19 % общего числа и 66 % площади оледенения; ледники горных склонов (шлейфо­ вые, висячие, каровые, карово-висячие, присклоновые, кулуаров) - соответственно, 79 % и 33 %; ледники на высокоподнятых древних денудационных поверхностях (ледники плоских вершин) - 2 % и 1 %.

Ледники долин обладают максимальными размерами. Они располагаются преимущественно на северных склонах хребтов, имеют хорошо развитые области питания, часто залегающие в многокамерных цирках. Наиболее крупными из ледников склонов являются шлейфовые, а самыми распространенными - каровые и висячие с их разновидностями.

Крупнейшим ледником Казахстана является сложный долин­ ный ледник Корженевского, спускающийся с южных склонов Талгарского массива (4973 м) в Илейском Алатау. Его длина - почти 12 км, площадь - 35 км , максимальная толщина - около 200 м. Преобладающая же толщина ледников долин - 50-100 м, ледников склонов - 20-30 м.

• долинным относятся также ледник Туюксу, изучающийся

• 1902 г. и залегающий в верховьях р. М. Алматинки, в 30 км к югу от южной столицы республики - г. Алматы, и ледник Шумского - в бассейне р. М. Баскан в Жетысуском (Джунгар­ ском) Алатау. Эти ледники являются природными лабораториями казахстанских гляциологов и входят в число самых изученных ледников Земли.

Горы Казахстана находятся в пределах нескольких ланд­ шафтных зон, климат которых по разному преломляется в

структуре их вертикальной зональности. Это проявляется в закономерностях изменения нижней границы оледенения и фирновой линии (разделяющей области аккумуляции и абляции), абсолютные высоты которых увеличиваются с севера на юг и с запада на восток. Так, если на Алтае ледники спускаются в среднем до высоты 2600 м, то на Тянь-Шане - лишь до 3600 м, и соответственно, высота фирновой линии изменяется от 3000 до 4000 м, причём на северных склонах она на 200-250 м ниже, чем на южных.

188

Самый изученный горный долинный ледник Земли - Туюксу (в центре) и шлейфовый ледник Молодёжный (справа)

(фото В.П. Благовещенского. Июнь, 2008 г.)

Основным типам ледников соответствуют свои вертикальные диапазоны оледенения: для долинных —640 м, для склоновых — 400 м, плоских вершин - 260 м. Положительная разность оледе­ нения всюду больше отрицательной, кроме ледников Таласского Алатау.

Концы долинных ледников спускаются в долины ниже по сравнению с языками ледников других типов. Языки ледников всех типов, кроме ледников плоских вершин, оконтуриваются боковыми, береговыми и фронтальными моренами, возникшими в «малый ледниковый период» (стадия фернау) - последнее на-ступание ледников, завершившееся в середине ХЕХ в. Под слоем морены (от 20-30 см до 2-3 м) часто сохраняются массивы погребённого льда толщиной в десятки метров. Встречаются и так называемые «забронированные» ледники, почти сплошь по­ крытые моренными отложениями. Общая площадь таких морен составляет 300 км (15 % от площади современных ледников).

Одной из особенностей орографии горных систем Казах­ стана является их протяжённость в широтном и субширотном направлениях. Эта особенность обуславливает наличие асим­ метрии в распределении оледенения на склонах разной экспози­ ции - от 60 до 80 % количества и площади ледников сосредото­ чено на северных макросклонах хребтов.

189

Для всех ледниковых районов Казахстана выявлены регио­ нальные зависимости размеров оледенения от абсолютной высоты. Например, в условиях Илейского Алатау минимальная высота хребта, необходимая для возникновения и хотя бы эпизоди­ ческого существования небольших каровых и висячих ледников, - 3600 м; на 250 м выше, т.е. с высоты 3850 м, могут формиро­ ваться долинные ледники. Общий диапазон оледенения в горах страны составляет 4000 м. Максимальные площади оледенения в каждом ледниковом районе (от 20 до 30 % в 200-метровом высотном интервале) приурочены к тем высотным зонам, в пределах которых проходит средний для всех типов ледников уровень границы питания.

Ледники Казахстана имеют характерный низкотемпера­ турный режим. Зимой активный слой ледников, до глубины 12-15 м, сильно выхолаживается. Температура поверхности снега на ледниках опускается до -10-20 °С.

Летом, в период абляции, поверхностные слои льда до глубины 1-1,5 м прогреваются до 0 °С. В придонных слоях мощных долинных ледников, толщиной более 70 м, нулевая температура сохраняется в течение всего года.

Движение ледников характеризуется малыми скоростями - от близких к 0 до 50-70 м/год, что связано с их небольшой толщиной и низкими температурами льда. Скорость движения у выявленных пульсирующих ледников, например у ледника Бо­ гатырь в Илейском (Заилийском) Алатау, достигает 300-400 м/год и более. Такие подвижки ледников происходят в результате накопления в области питания значительных масс снега (мощностью в десятки метров), что вызывает превышение критической толщины ледника и быстрое скольжение его по слою возникающей водной смазки.

Период абляции на ледниках обычно длится 2-2,5 месяца - с начала июля до середины сентября. Вблизи границы питания продолжительность периода абляции обычно сокращается вдвое. У ледников с низко спускающимися языками за лето стаивает слой льда около 3 м, а в исключительных случаях - до 5-6 м. 85 % тепла, поступающего летом на поверхность ледников, даёт солнечная радиация и лишь 15 % —приледниковый воздух; 22 % этого тепла расходуется на прогревание верхних слоёв льда, 78 % - на его таяние и испарение.

190

При изучении процесса таяния обнаружена его связь с температурой воздуха. В среднем для ледников Заилийского Алатау, на которых велись наблюдения, величина таяния льда составляет 8 мм на 1 °С средней суточной температуры воздуха при облачности 5 баллов. По наблюдениям, при запылённой поверхности таяние льда увеличивается на 18-20%. Под сплошным чехлом мелкозёма и щебня толщиной в 10 см таяние льда уменьшается почти наполовину, а под слоем морены в 2 м таяние прекращается полностью.

Воды, образующиеся при таянии снега и льда, участвуют в питании горных рек. Летом сток рек в их верховьях на 80-90 % состоит из талых ледниковых вод, на выходе из гор их доля в общем стоке снижается до 30-50 %. По оценкам, основанным на расчете суммарной абляции по средней летней температуре воздуха на высоте границы питания, при таянии ледников страны ежегодно образуется около 2 км3 воды.

Ледники представляют собой весьма динамичные ланд­ шафтные комплексы, чутко реагирующие на изменения климата. Состояние ледников определяется балансом их массы. В настоя­ щее время баланс массы абсолютного большинства ледников отрицательный. Поэтому ледники отступают на 5-20 м/год и сокращаются по площади на 102-104м2. Запасы содержащегося в них льда ежегодно уменьшаются на 0,5-1,0%. В результате проведения мониторинга состояния оледенения Илейского Алатау установлено, что за 35 лет (1955-1990 гг.) площадь и объём ледников сократились почти на 30 %. По оценкам гляциологов, в настоящее время площадь современных лед­ ников в Казахстане сократилась (по сравнению с данными, при­ веденными в таблице 2), по крайней мере, на 1/3 и составляет ныне около 1100 км2. Тем не менее такие потери льда пока не представляют серьёзной опасности для резкого сокращения стока рек с ледниковым питанием в течение ближайших десятилетий.

Вместе с тем в условиях увеличивающегося антропоген­ ного воздействия на природную среду и потепления климата высокогорья, связанного, в частности, с повышением содер­ жания С 02 в атмосфере, процесс деградации оледенения будет продолжаться в будущем с возрастающей интенсивностью. Согласно сверхдолгосрочному прогнозу, основанному на

191

экстраполяции тенденции и скорости дегляциации, современное оледенение в горах Казахстана может сократиться вдвое к сере­ дине и полностью исчезнуть к концу XXI века. Таким образом, уже сейчас заявляют о себе проблемы, связанные с адаптацией природы и хозяйства горных районов к предстоящим измене­ ниям климата, оледенения и стока.

Гидрометрическая характеристика и экологические проблемы рек

Характер гидрографической сети, режим и сток рек респуб­ лики существенно зависят от широтной (а в горах - и высотной) зональности климата и ландшафтов. При высокой испаряемости, достигающей на севере страны 500 мм, а на юге - 2000 мм, испарение на большей части территории равно количеству выпадающих осадков, поэтому всюду наблюдаются недостаток влаги в почве и черты аридности в облике ландшафтов.

В связи с дефицитом влаги, особенно резко выраженным в пустынных районах, поверхностный сток мал, речная сеть очень разреженная, а реки маловодны. Многие реки образуют само­ стоятельные бассейны замкнутого стока и заканчиваются в небольших бессточных озёрах (р. Силеты), теряются в песках (pp. Сарысу, Тургай) или в собственных наносах (р. Шидерты).

С ландшафтно-климатической зональностью связана нерав­ номерность густоты речной сети. В лесостепной и степной зонах она равна 0,03-0,1 км/км , в пустыне же снижается до 2 м/км2 и даже до нуля. Наибольшей густотой речной сети - до 1,8-2,0 км/км - отличаются хорошо увлажненные высокогорья Алтая и Тянь-Шаня.

Большинство рек принадлежит к внутренним бассейнам Каспийского и Аральского морей, озёр Балхаш и Тенгиз. Лишь реки, достигающие Ертиса, Есиля и Тобыла, доносят свои воды до Карского моря. На территоии Казахстана насчитывается около 85 тыс рек и временных водотоков, из которых только 8 тыс рек (около 10 %) имеют длину более 10 км и лишь 10 крупных рек - свыше 800 км (табл.З).

192

Таблица 3

Гидрометрическая характеристика крупнейших рек Казахстана

Сто

млн

м3

2775

2

1775

914

1120

0

2217

0

2426

85

1461

6

473

268

Территорию Казахстана можно условно разделить на 8 водохозяйственных бассейнов: Арало-Сырдарьинский, Шу-Та-ласский, Балхаш-Алакольский, Ертисский, Есильский (Ишим-ский), Нура-Сарысуский, Тобыл-Тургайский и Жайык-Каспий-ский с различными водными ресурсами (табл. 4).

В настоящее время общие водные ресурсы рек Казахстана в средний по водности год с учетом стока, поступающего из со­ предельных регионов, составляют 100,5 км3, из которых только 56,5 км формируются на территории страны.

Средняя водообеспеченность стоком территории страны составляет около 20 тыс м3/км2 год. По обеспеченности стоком Казахстан среди стран «ближнего зарубежья» стоит на послед­ нем месте (даже позади Туркменистана). Наиболее обводнены горные районы юга и востока республики, где на 1 км2 прихо­ дится до 200 тыс. м3 воды. Наименее обеспечены водой - менее 1 тыс. м3/км2 - районы Прикаспия, восточного Приаралья и юго-западного Прибалхашья.

193

Таблица 4

Водные ресурсы Республики Казахстан ____________

Водность рек зависит от размеров их стока, который опре­ деляется соотношением атмосферных осадков и испарения. Поэтому сток больше на севере страны и, естественно, в горах. В лесостепной и степной зонах модуль годового стока сос­ тавляет 0,9-0,5 л/с-км", в зонах полупустынь и пустынь его вели­ чина падает до 0,1 л/с км и менее. Сток несколько возрастает на низкогорьях Казахского мелкосопочника - до 1 л/с км2 - и особенно резко - в горах юго-востока страны - до 10-30 л/с км2, - чему способствуют орографический фактор и повышенная увлажненность. Выраженный в слое воды годовой речной сток равен 15-20 мм в лесостепи, 5-10 мм - в степях, менее 3 мм - в полупустынях и пустынях (где летом количество осадков на порядок меньше испаряемости), 300-600 мм - в среднегорном поясе и 1000 мм и более (до 2000 мм на Алтае) - в гляциально-нивальной зоне.

В соответствии с размерами стока и осадков в каждой ландшафтной зоне меняется и величина коэффициента стока. В зоне лесостепи он равен в среднем 0,1, в степях снижается до 0,04—0,02, а в пустынях - до 0. Резкое увеличение коэффициента

194

стока имеет место в горах: в средне- и высокогорье он достигает 0,6-0,8, а выше 3500 м, в зоне ледников, приближается к единице, заметно превышая ее в отдельные годы.

Годовой водный баланс территории Казахстана в целом оценивается так: осадки - 572 км (210 мм в слое воды), сток - 56 км3 (21 мм), испарение - 516 км3 (189 мм). Таким образом, 90 % атмосферных осадков, выпадающих на территорию страны, расходуется на испарение и только 10% выносится речным стоком в Карское море и внутренние водоёмы.

По характеру питания реки Казахстана можно разделить на три типа: преимущественно снегового питания, ледникового и смешанного. В действительности реки имеют один источник питания - атмосферные осадки. Поэтому ссылки на разно­ образные источники питания следует понимать условно. Преоб­ ладание одного источника питания над другим тесно связано с зонально-провинциальными различиями на равнинах и высот­ ной поясностью в горах.

Реки на равнинах страны имеют преимущественно снеговое питание с весенним половодьем и по водному режиму относятся к особому казахстанскому типу. Поэтому основными факторами, определяющими годовой сток равнинных рек, являются харак­ тер распределения снежного покрова по поверхности водосбо­ ров, запасы воды в снеге, степень увлажнения и глубина промерзания почвы к началу снеготаяния, интенсивность таяния снега. Запасы воды в снеге к концу зимы, в соответствии с широтной зональностью, уменьшаются от 100-80 мм на севере до 40-20 мм на юге. Выпадающие летом дожди почти не отражаются на питании рек, так как в это время дефицит влажности воздуха и сухость почвы настолько велики, что осадков «хватает» только на испарение и смачивание верхнего слоя почвы.

Одним из главных факторов, влияющих на величину и режим стока горных рек, является абсолютная высота рельефа, с увеличением которой возрастают осадки и снижается испаре­ ние. На северном склоне Илейского (Заилийского) Алатау годовые осадки увеличиваются от 200-250 мм на предгорной полупустынной равнине до 1200 мм и более в зоне ледников.

Талые воды высокогорных снегов и ледников служат

195

основным источником питания горных рек алтайского и тянь-шанского типов, характеризующихся высокой летней водно­ стью. Доля ледникового стока в среднегорном поясе превышает 50 %, в перигляциальной зоне она увеличивается до 85-90 %. Роль дождевого питания в стоке горных рек сравнительно невелика - 5-10 %. Наибольшее значение оно имеет для рек со средней высотой водосборов менее 2000 м и для рек с времен­ ным стоком. На временных водотоках низкогорий (хребет Каратау, горы Айтау) дождевое питание достигает 20-30 %. Подземное питание имеет значительную долю стока, до 25-30 %, у рек с низко расположенными водосборами. Во влажные годы доля всех видов питания, кроме ледникового, увеличи­ вается. Ледниковое же питание в такие годы, вследствие уменьше­ ния периода абляции и её интенсивности, играет меньшую роль.

Средний годовой сток равнинных рек и его внутригодовое распределение повсеместно определяются синоптическими ус­ ловиями, характером рельефа, его гипсометрией и ориентацией водосбора по отношению к господствующему западному пере­ носу влагоносных воздушных масс. Реки полноводны только весной, т.к. 85-96 % годового стока проходит в апреле, мае, а на летне-осенний период приходится от 0 до 13 % стока. Многие реки летом пересыхают, распадаются на отдельные плесы, соединяющиеся между собой лишь подземным стоком в аллювии, либо совсем изолированные и осолоняющиеся. Зимой равнинные реки еще более маловодны, давая в среднем (кроме Есиля и Тобыла) менее 1 % годового стока. Наибольший месячный сток - 62-97 % - наблюдается в апреле, наименьший - в январе - феврале - 0,05-0,20 %. Максимальные измеренные расходы в весеннее половодье достигают 8200 м3/с на р. Ертис и даже 14000 м /с на р. Жайык (гидропост Уральск, 1957 г.).

В горных реках высокий сток приходится на летний период, когда тают высокогорные снега и льды. Весной (апрель - май) сток также повышенный, но его доля в годовом стоке за это время в 3-5 раз меньше, чем на равнине. Минимальный сток приурочен к зиме (январь - февраль), когда питание рек осу­ ществляется лишь за счёт запасов подземных вод.

Многолетние колебания водности рек весьма велики, что обусловлено непостоянством климатического режима.

196

Многоводные периоды сменяются маловодными, продолжаю­ щимися до 5-7 лет. Водность отдельных рек в такие годы может уменьшаться, по сравнению со средней, в 20-30 раз (pp. Есиль, Нура), а иногда - в 50-60 раз (р. Шидерты). Длительность многоводных циклов, когда сток в 3-5 раз больше нормального, не превышает 2-3 лет. Коэффициент вариации, который служит мерой изменчивости речного стока, в условиях равнин равен 0,85-1,50 и более. В горах средний годовой сток, благодаря участию в нем гарантированного ледникового стока, характери­ зуется значительно меньшей изменчивостью. Так, сток ледни­ ковых рек Илейского (Заилийского) Алатау - Б. и М. Алматинки, Талгар, Есик и Тургень - в много- и маловодные годы отличается лишь в 2-3 раза. Соответственно уменьшается и величина коэффициента вариации - 0,14-0,20.

Для всех рек страны характерен ледостав, а мелкие реки зимой промерзают до дна. Ледовые явления на равнинных реках начинаются с появления сала и заберегов. В конце декабря толщина льда достигает 40-60 см, а к концу зимы - 100-200 см, в суровые зимы на севере - до 190 см. Длительность ледостава составляет 2—4 месяца. Весенние ледовые явления начинаются в начале апреля на юге и в середине апреля на севере, а очищение рек от льда - во второй и третьей декадах апреля. После вскрытия равнинных рек температура воды в них быстро повышается. В июле на севере она равна 18-20 °С, на юге - 22-24 °С, с максимумом до 28-30 °С.

Ледовый режим горных рек непостоянен во времени и различен по территории и длине рек. Для рек Алтая, Тарбагатая и Саура характерен устойчивый и длительный (5-6 месяцев) ледостав. Ледовый режим рек в горах Тянь-Шаня крайне непо­ стоянен из-за высокой скорости течения и частых потеплений. На Ертисе, Иле ледостав наблюдается по всей их длине, а его продолжительность возрастает вниз по течению. На горных реках, текущих на север, бывают заторные явления. Темпера­ тура воды в горных реках летом повышается от 0 °С в истоках, у ледников, до 10-15 °С у выхода из гор.

Гидрохимический режим рек зависит от климатических условий и источников питания, от характера почв и пород, слагающих бассейн. Вода равнинных рек в половодье мало

197

минерализована (200-300 мг/л), но именно в этот период с максимумом стока выносится основная масса растворенных солей (60-100%), среди которых преобладают соли кальция и натрия. На юге Сарыарки круглогодично преобладают воды с катионами натрия и минерализацией 3—4 тыс. мг/л. В нижнем течении Тобыла, Есиля и Нуры в летнюю межень воды содер­ жат 700-1500 мг/л, а зимой до 2-3 тыс. мг/л растворимых солей. У транзитных рек в полупустынях и пустынях минерализация воды в их верховьях в половодье - 100-200 мг/л, в межень - 400-800 мг/л, у Большого и Малого Узеней - до 7 тыс. мг/л. Рекордно высокая степень минерализации воды в р. Сагиз: в половодье - 700-900 мг/л, в межень - до 20 тыс. мг/л. Воды равнинных рек относятся преимущественно к сульфатному или хлоридному классам. Воды рек Западного и Центрального Казахстана могут использоваться для бытовых нужд и орошения только в период весеннего половодья.

Воды горных рек Алтая и Тянь-Шаня слабо минерализо­ ваны и относятся к гидрокарбонатному классу. В половодье их минерализация не превышает 150-200 мг/л, а в истоках - всего лишь 30-50 мг/л. Эти воды можно использовать для любых бытовых, сельскохозяйственных и технических нужд.

Твердый сток рек определяется мутностью воды и объемом приносимого материала, зависящими от расчлененности рельефа, уклонов ложа, скорости течения, литологии размываемых пород. Обычно за половодье проходит 90-95 % годового стока взвешенных наносов, в межень мутность минимальна. Наиболь­ шей мутностью отличаются реки Западного Казахстана, Сырдарья, Шу, Иле с притоками, протекающие по рыхлым, легко размы­ ваемым песчано-глинистым толщам четвертичных отложений. Мутность воды р. Иле - 650 г/м3, в низовьях Шу - 900 г/м3, Сырдарьи - до 1200 г/м3.

Мутность горных рек Алтая, Тарбагатая, Саура, Жетысу-ского Алатау в их верховьях, где русла лежат в твердых коренных породах, трудно поддающихся размыву, не превы­ шает 50 г/м . Вниз по течению мутность возрастает до 200-400 г/м , а в бассейне Иле - до 800-1000 г/м3 - за счёт размыва берегов в степном и полупустынном поясах низкогорий. Максимальная мутность у горных рек бывает во время паводков и прохождения селей.

198

Селевые потоки отмечены во всех горных районах юго-востока Казахстана, особенно в Илейском, Жетысуском и Талас­ ском Алатау, Очаги зарождения селей расположены в гляциально-нивальной зоне, где широко распространены приледниковые озёра, древние и современные морены и флювиогляциальные отложения, а также в среднегорье, где поверхность сложена тол--щами аллювиальных и делювиальных наносов. В горах страны насчитывается более 300 селевых бассейнов и 5600 селевых очагов, где за последние 150 лет зарегистрировано около 800 случаев прохождения селей. Здесь же имеются живописные водопады, самый высокий из которых - Бурхан Булак (выше 100 м) в Жетысуском Алатау (ущелье р. Кора) на высоте 2000 м. Интересно, что самый широкий водопад Казахстана - Кокколь (ширина 10 м, высота - ок. 60 м) находится на р. Большой Кокколь (Алтай, Катунский хребет).

Классической ареной проявления катастрофических селей является Илейский Алатау, в котором зафиксировано более 450 выбросов селей. Здесь 75 % селей возникли при выпадении лив­ невых дождей, 22 % - от прорыва моренных озёр при интенсив­ ном таянии снега и льда и 3 % - в результате прорыва завальных водоёмов, вызванных землетрясениями. Так, к сейсмогенным относятся разрушительные сели 1841 и 1887 гг. На ледниковых реках Талгар и Есик до 70 % селей имели гляциальный генезис. Причиной катастрофического селя 1921г. на М. Алматинке послужило выпадение за один дождь (в ночь с 8 на 9 июля) 116 мм осадков. Максимальные расходы селя достигали 5 тыс. м3/с, а объём селевых выносов - до 10 млн. м3.

Гляциальные сели 1963, 1973 и 1977 гг. характеризуются как крупнейшие в XX зеке. Сель 7 июля 1963 г. возник при прорыве моренного озера Жарсай в верховьях р. Есик, его максимальные расходы достигли 12 тыс. м3/с. В результате было уничтожено это живописное озеро с объемом воды более 20 млн. м3, просуществовавшее 8000 лет. К настоящему времени оно частично восстановлено

199

Заилийский Алатау, долина р. М. Алматинка после селя 1973 г.

Катастрофический сель 15 июля 1973 г. сформировался при прорыве приледникового озёра Туюксу в истоках М. Алматинки. Благодаря построенной в Медео в 1966-1967 гг. по способу направленных взрывов каменно-набросной плотине с селехра-нилищем столица республики была защищена от катастрофы. Тем не менее суммарный ущерб от этих селей оценивается более чем в 700 млн руб. (в ценах до 1992 г.).

В феврале 1988 г. прошёл сель в песчаном массиве Моин-кум в низовьях р. Каскелен. По своим масштабам он в 20 раз превысил сель 1973 г. на Медео. Причиной его стала неправиль­ ная эксплуатация отстойника сточных вод г. Алматы в урочище Жаманкум (в 30 км к северо-западу от южной столицы).

Планомерные работы по борьбе с селями в Казахстане начаты с 1973 г. после создания специализированной организа­ ции - Казселезащиты. Первым примером успешной борьбы с селями в нашей стране и в мировой практике стало строитель­ ство комплекса противоселевой защиты столицы Казахстана. Сооружены три крупные селезадерживающие плотины: на р. М. Алматинка - 150-метровая плотина Медео с ёмкостью селехранилища 12,6 млн. м3 и 17-метровая плотина Мынжилки с ёмкостью 0,22 млн. м , на р. Б. Алматинка - 40-метровая плотина с ёмкостью 8,1 млн. м3. В верховьях этих рек для опорожнения моренных озёр построены водосбросные каналы, а в черте города - водосбросные тракты с наносоотстойниками. Город

200

Алматы с этим уникальным комплексом стал международным центром опыта борьбы с селевыми потоками.

Каналы - это искусственные реки, предназначенные для орошения, обводнения земель, водоснабжения промышленных предприятий и сельского населения. Крупнейший в Казахстане - канал им. К.И. Сатпаева (Ертис - Караганда - Жезказган) длиной около 1000 км. Его ширина в верхней части русла - 40 м, у основания - 4 м, глубина - 5-7 м. Средний расход в го­ ловной части - около 100 M VC, полезный объём стока - 2,2 млрд м3 воды. Вдоль канала построено более 100 различных гидротехнических сооружений. Он играет огромную роль в сельском хозяйстве Павлодарского Приертисья и Центрального Казахстана.

К крупным каналам относятся также Арысь - Туркестан­ ский, длиной 200 км, орошающий поля трёх районов Южно-Казахстанской области; канал Жанадарья, длиной 600 км, проходящий по старому руслу Сырдарьи и обводняющий около 135 тыс га угодий в Кызылординской области; Жайык-Кушум-ская оросительная система, общей длиной 2000 км и с расходом воды 125 м3/с, обводняющая 1,4 млн. га и орошающая 50 тыс. га сельхозугодий в Западно-Казахстанской области. Кроме того, имеется целый ряд более мелких каналов: Чирчикский, Шуский, Коксуский, левый и правый Казалинские, Большой Алматин­ ский им. Д.А. Кунаева (р. Шелек - р. Чемолган) и др.

Из рек в Казахстане судоходны Ертис, Жайык (Урал), Иле, Есиль (в районе г. Петропавловска). Для плоскодонных судов (катерное судоходство) частично доступны также Сырдарья, Каратал, низовья Убы и Бухтармы. На всех крупных реках развито рыболовство.

Существенно значение рек в гидроэнергетике. На Ертисе сооружены Усть-Каменогорская и Бухтарминская ГЭС, на Сыр­ дарье - Шардаринская и Кызылординская плотины, на Иле - Капшагайская ГЭС. Используются запасы гидроэнергии горных рек: ГЭС - на р. Ульбе, каскад ГЭС - на р. Б. Алматинке и др. В ближайшей перспективе предусмотрено строительство каскада малых ГЭС на р. Есике, Мойнакской ГЭС на р. Чарын и Кербулакской ГЭС на р. Иле.

Преобладающая часть речного стока сосредоточена в реках

201

Ертис, Есиль, Тобыл, Сырдарья, Иле и др., вдоль которых концентрируются население, промышленное и сельскохозяй­ ственное производство. Уровень хозяйственного использования водных ресурсов рек является одним из наивысших среди стран ближнего зарубежья: отношение водопотребления к объёму среднего многолетнего стока рек составляет 67 %. Например, в 1989 г. в республике использовано 31 км3 воды, в т.ч. 21,1 км3 -

• сельском хозяйстве, 6,9 км3 - в промышленности, 1,2 км - для нужд населения. В результате сложилась сложная и напря­ женная обстановка на большинстве рек. В связи со структурной перестройкой экономики и уменьшением расходования воды в аграрном и индустриальном секторах объём забора воды из природных водных объектов в 2003 г. (в сравнении с 1989 г.) сократился на 9 км3 и составил 22 км3.

  • районах с развитой промышленностью сильному загряз­ нению подвергаются реки Ертис, Есиль, Тобыл, а в районах развитого орошения на загрязнение хозяйственно-бытовыми и промышленными сточными водами накладывается сброс минерализованных возвратных и коллекторно-дренажных вод с оросительных систем. Многие, особенно горные, реки в вегетационный период полностью используются для орошения. По мнению экологов, наиболее загрязненной рекой в стране является Сырдарья (напомним, что мутность её воды составляет 1,2 кг/м3), по степени загрязненности она стоит на третьем месте

• мире, впереди неё - Хуанхэ и Амударья, а позади - Колорадо, Нил, Ганг и Волга.

  • том же 1989 г. в реки было сброшено 7,5 км3 сточных вод, из них загрязненных - 339 млн м , в т.ч. без какой-либо очистки —55 млн м3. Основные источники загрязнения - пред­ приятия металлургии (Ертисский, Лениногорский (ныне - Рид-дерский), Усть-Каменогорский, Зыряновский комбинаты и др.), нефтехимии, Актюбинский завод хромовых соединений, жили­ щно-коммунальное хозяйство. В результате сброса сточных вод

• реках бассейна Ертиса концентрации тяжелых металов дости­ гали 100 ПДК Отмечено экстремально высокое (до 687 ПДК) загрязнение р. Илек хромом. В водах р. Нуры регистрировалось высокое содержание фенолов (15 ПДК), нефтепродуктов (8 ПДК), ртути (2 ПДК).

202

Для восстановления нормального гидрологического и сани­ тарного режима необходимо разработать схемы охраны рек и их бассейнов, установить границы водоохранных зон, осуществить облесение и залужение земель в прибрежных водоохранных полосах, очищение и углубление дна, укрепление берегов, выне­ сение за пределы водоохранных зон наиболее вредных хозяйст­ венных объектов. При использовании рек следует предусмо­ треть ограничение водозабора из них и сброса сточных вод, наиболее целесообразное развитие бассейна, соответствующее его природным особенностям. Согласно новому Водному кодексу Республики Казахстан, все водные ресурсы на территории государства (прежде всего - реки) составляют водный фонд страны. Поэтому перечисленные выше мероприятия по их рациональному использованию, воспроизводству и охране следует широко внедрять во все виды социально-экономической деятельности на национальном и субрегиональном уровнях.

Внутриконтинентальные моря и озёра

На территории Республики Казахстан (без Каспия и Арала, прудов, водохранилищ и плёсовых озёр) насчитывается более 48 тыс. озер (размером от 1 га и выше) с общей площадью около 45 тыс км2. По количеству малые озёра (менее 1 км2) составляют 94 %, а по площади - 10 %. Крупных озёр (более 1 км2) - около 3 тыс, а озёр площадью более 100 км2 - всего 22.

Несмотря на большое количество озёр, они имеют ряд общих особенностей: бессточность, мелководность, резкие изменения уровней и объемов воды в течение года. Озёра, как и реки, по территории страны размещены крайне неравномерно. Часто они удалены друг от друга на сотни километров или, наоборот, расположены настолько плотно, что образуют озёрные области. Так, на севере Кокшетау встречаются участки площадью до 1500 км2, на которых озера занимают до 40 % поверхности. Именно здесь, в лесостепной и степной зонах, больше всего озёр - более 25 тыс, и на 100 км2 приходится около 2 км2 акватории озёр. В пустынях Южного Казахстана также достаточно много озёр, особенно в поймах и дельтовых участках бессточных рек, слепо теряющихся в песках. Кроме того, в пустынях имеются

203

обширные впадины, где расположены самые крупные озёра — Балхаш, Алаколь, Сасыкколь и др.

Большинство водоёмов находится на абсолютных высотах 100-350 м. Средние глубины обычно не превышают 2 м, максимальные - от 4-8 до 45 м. Общий объём воды в озёрах оценивается в 190 км3 (табл. 5). Коэффициент озёрности по отдельным областям колеблется от 0,0002 до 4,4 %, а по стране в целом он составляет 1,66 %.

Таблица 5

Морфомет]ричеекая характеристика крупнейших озё р Казахстана

Озёрные впадины относятся к различным генетическим группам, что обусловливает большое разнообразие озёр по раз­ мерам, очертаниям, глубине, режиму, гидрохимическим особен­ ностям. Различия в генезисе котловин зависят как от эндоген­ ных факторов - новейших тектонических движений, сейсмичности, литологии пород, —так и от экзогенных - действия речной эрозии, ветра, льда, карста, суффозии, гравитационных процессов. При этом нельзя не учитывать изменений, вызываемых деятель­ ностью человека и колебаниями климата.

К тектоническим впадинам горных и равнинных областей относятся меж-, внутри- и предгорные впадины, грабено-тре-щинные впадины гранитных массивов, платформенные прогибы, компенсационные мульды соляных куполов, а к экзогенным - эрозионные (остаточные плёсы, пойменные, дельтовые и

204

конечносточные озёра), сорово-дефляционные и дефляционные, суффозионные, карстовые, гравитационные и экзарационно-ледниковые впадины. Больше всего в Казахстане дельтовых и пойменных озёр. Только в дельте р. Иле их почти 11 тыс, много их в низовьях Сырдарьи, Шу, Сарысу и др. рек.

Озеро Маркаколь в Казахстанском Алтае

По условиям водообмена на территории Казахстана пред­ ставлены бессточные (их большинство), периодически сточные и сточные озёра. В водном питании озер основную роль играет поверхностный сток во время весеннего половодья, когда уро­ вень озер поднимается от 0,2 до 6 м. Второе место принадлежит запасам снега на льду озёр и осадкам, выпадающим на их акваторию в безледоставный период. Грунтовое питание полу­ чают озёра с глубоко врезанными котловинами. Убыль воды из озёр осуществляется частично путём фильтрации, но главным образом за счет испарения с водной поверхности, особенно в бессточных озёрах. Все эти компоненты водного баланса озёр подвержены резким внутригодовым и многолетним колебаниям, которые в условиях огромной испаряемости и мелководности озёр ведут к непостоянству их уровня, высыханию их значи­ тельной части летом и осенью, полному пересыханию в мало­ водные годы и периоды. К примеру, в маловодный период 1936— 1940 гг. в Северном Казахстане пересыхало до 70 % озёр.

Общие черты термического режима озёр соответствуют

205

широтной зональности природных условий. Континентальный климат обусловливает сильный прогрев воды летом и длитель­ ный ледоставный период с образованием мощного ледяного покрова, нередко с промерзанием озер до дна. Ледостав на озерах севера страны устанавливается в начале ноября, на юге - на месяц позже. Средняя многолетняя толщина льда на северных озерах составляет 120-140 см (в суровые зимы - до 160-180 см), на южных - 60-70 см. Таяние льда и очищение акватории озёр от него происходит с начала апреля до начала мая на севере и на 1—1,5 месяца раньше на юге. При интенсив­ ной инсоляции весной озёра прогреваются очень быстро, и к концу мая температура воды повышается до 10-15 °С. В июне - августе средняя месячная температура воды держится в пределах 18-22 °С. Наибольший прогрев (до 28-33 °С) наблю­ дается в конце июля - начале августа. В сентябре температура падает до 9-14 °С, в октябре - до 2-6 °С, в ноябре - понижается до 0 °С. В период ледостава она повышается за счёт теплоот­ дачи от дна до 2-4 °С. Для термического режима озёр летом характерна прямая, а зимой - обратная стратификация.

Водно-солевой баланс озёр в основном определяется зональностью ландшафтно-климатических условий. Химический состав озёрных вод отличается разнообразием и непостоянством общей минерализации и состава солей. Вместе с нарастанием аридности с севера на юг в этом же направлении увеличивается

• минерализация озёрных вод. Сезонные и многолетние колеба­ ния концентрации солей и их состава связаны с крайней неустойчивостью водного режима самих озёр. Зональные изме­ нения солевых свойств озёр часто нарушаются в связи с засе­ лённостью почво-грунтов, типом водного питания, глубиной озерной котловины и др. факторами. Поэтому величина общей минерализации воды в озерах страны колеблется в широких пределах - от 0,05 г/л (приледниковые озера) до 335,8г/л (пересыхающее озеро Биесойган в Карагандинской обл.). Солёность воды озер обычно резко понижается в весеннее половодье и к осени, а в мелководных озёрах она возрастает ещё

• зимой вследствие льдообразования.

Минерализация воды - важный показатель ее использо­ вания. По степени солёности различают воды пресные (до 1 %о,

206

или 1 г/л), солоноватые (1-25 %о), соленые (26-50 %о) и рассолы (более 50 %о). Весь этот спектр солёности представлен в озёрах страны. Питьевой считается вода с минерализацией не более 1 г/л, удовлетворительной - до 2 г/л. Количество солей в воде, используемой для полива полей, также не должно превышать 1 г/л. Из общего объёма озёрных вод страны 140 км (74 %) имеют минерализацию более 3 г/л. В пресных озёрах аккуму-лируется преимущественно мягкая или умеренно жесткая нейтральная вода, в солоноватых и солёных озёрах - очень жёсткая, с высоким содержанием кальция и магния, слабо щелочная вода.

Для казахстанских озёр характерны следующие химические классы воды: гидрокарбонатный - в горах и предгорьях Алтая, Саура и Тянь-Шаня; сульфатный - в пустынях Бетпакдала, Мойынкумы, Присырдарьинские Кызылкумы; хлоридный - сухостепное левобережье Ертиса, Казахский мелкосопочник. В целом около 87 % объёма вод озёр относятся к сульфатному классу, 10 % - к гидрокарбонатному и 3 % - к хлоридному.

Содержание микроэлементов в озёрных водах харак­ теризуется таким рядом (по мере убывания): бром, бор, фтор, йод, молибден, цинк, марганец, железо, свинец, кобальт, медь, никель. Концентрация металлов с увеличением солености воды понижается, а фтора, йода, брома и бора - увеличивается. В связи с высоким содержанием растворённых и взвешенных веществ прозрачность воды равнинных озёр невелика - от 0,1 до 3 м, в горных озёрах она повышается до .5-15 м. Цвет озёрной воды меняется от голубовато-зелёного до желтовато-коричне­ вого. В большинстве озер вода горько-солёная на вкус, иногда с запахом сероводорода.

Самое солёное горное бессточное озеро в Казахстане - Тузколь (ок. 2000 м н.у.м.) - находится на востоке Алматинской области в горном обрамлении Кегенской впадины, у подножия гор Каратау и Ельчинбуйрюк, в 35 км от п. Сарыжас (Раимбек-ский район). Площадь озера ок. 7 км2, глубина до 1 м. Его солёность изменчива по сезонам и по годам - от 52 до 242 г/л*.5

Для сравнения: солёность Мёртвого моря (Израиль) — 260-300 г/л, солёность Большого Солёного озера (США, штат Юта), в зависимости от уровня, изменяется от 137 до 300 г/л.

207

Рапа имеет сульфатно-хлоридный магниево-натриевый состав. Грязи и рапа обладают лечебными свойствами.

Ресурсы озёр многообразны: вода, рыба (около 50 видов), различные соли, строительные материалы (песок, гравий, галеч­ ники), заросли тростника и др. водной растительности, отложения торфа и сапропеля, лечебные грязи (органо-минеральные, сероводородные, сапропелевые) и рапа и др. виды природных богатств. В пресных и солоноватых озёрах разводят водопла­ вающую птицу и ондатру, созданы охотничьи хозяйства и заповедники (Коргалджинский, Маркакольский, Алакольский), на берегах озёр - санатории, дома отдыха и туристские базы.

На территории Казахстана построено множество искусст­ венных озёр - водохранилищ, обеспечивающих водохозяйствен­ ные нужды промышленности и сельского хозяйства. Общее число крупных, средних и малых водохранилищ-прудов превышает 4 тыс общей площадью около 10 тыс юл и объёмом 95 км3 воды, в т.ч. 22 водохранилища ёмкостью более 100 млн м3 каждое. 92 % объёма вод водохранилищ относится к гидрокарбонатному классу, с минерализацией от 0,13 до 1,7 г/л.

Крупнейшие водохранилища - Бухтарминское на Ертисе с полным объёмом 49 км3, Капшагайское на Иле с объёмом 14 км3, Шардаринское на Сырдарье - 5,2 км3, Верхне-Тобыльское и Каратомарское на Тобыле - соответственно, 0,82 и 0,59 км3, Вячеславское и Сергеевское на Есиле - 0,4 и 0,7 км3. Бухтармин­ ское водохранилище протянулось на 600 км, его площадь - 5500 км2, средняя глубина —11м, максимальная —80 м. Высота плотины Бухтарминской ГЭС - 90 м, ее мощность - 675 МВт.

Бухтарминское водохранилище

208

Общая мощность питаемых водохранилищами гидроэлектро­ станций превышает 2000 МВт. Водами водохранилищ орошается более 0,2 млн га, обводнено 0,5 млн. га пастбищ, существенная их доля используется для технических нужд. В водохранилищах ежегодно вылавливается более 15 тыс тонн рыбы.

Следует особо отметить, что озёра и водохранилища Казах­ стана, существующие в условиях аридного климата пустынь и полупустынь, являются, пожалуй, самым уязвимым компонентом природной среды, испытывающим на себе резкое антропогенное воздействие. Весьма показательным примером в этом аспекте служит нынешнее состояние озера Балхаш.

До самого последнего времени водное и сельское хозяйство в бассейне озера было ориентировано на экстенсивные способы ведения поливного земледелия, при которых, в силу сиюминутной выгоды, крайне расточительно используются поливные воды, без заботы о будущей судьбе региона. В то же время промыш­ ленные предприятия города Балхаша (ПО «Балхашмедь» и др.) сбрасывали загрязненные сточные воды в озеро. В 1989 г. содержание меди в воде озера близ города достигло 45 ПДК. Загрязнение воды промышленными и сельскохозяйственными стоками ставит в крайне тяжелое положение рыбное хозяйство озера. Так, с 1970-х годов фиксировались случаи заболевания судака, в связи с чем в 1987 г. органами здравоохранения использование в пищу судака в любом виде было запрещено.

В результате загрязнения, безоглядного развития орошения, а также создания Капшагайского водохранилища значительно ухудшилась экологическая ситуация озера и низовий р. Иле. Увеличилась солёность воды в озере. Дальнейший неконтро­ лируемый рост водопотребления в бассейне озера может при­ вести к его разделению на два водоёма с перерождением пресно­ водной фауны и флоры, ухудшению условий водоснабжения населения и хозяйства.

Существующие же проекты стабилизации уровня и сохра­ нения озера (например, проект строительства гидротехниче­ ского сооружения - перемычки, призванной разделить озеро в районе пролива Узун-Арал на две части) нельзя начинать реализовывать до тех пор, пока не будут проведены комплек­ сная географическая экспертиза и испытания на различных

моделях, которые позволят предвидеть все возможные геоэколо­ гические последствия проектируемых мероприятий. Единственное средство решения проблемы Балхаша - это рационализация водопользования и экономия воды в целях сохранения обосно­ ванного притока речной воды в озеро.

Исходя из реальной угрозы возникновения очага экологи­ ческой нестабильности в Иле-Балхашском бассейне по Араль­ скому сценарию разработана концепция устойчивого водо-обеспечения этой региональной природно-хозяйственной системы, основанная на принципах межгосударственного вододеления в трансграничном бассейне р. Иле и максимально учитывающая интересы Казахстана.

На западе Казахстана расположены два уникальных внутри-континентальных водоема - моря Каспийское и Аральское.

Главная особенность обоих морей - их полная изоляция от Мирового океана. Это обстоятельство, а также расположение морей по соседству друг с другом определяют ряд общих черт их режима: высокая степень континентальности климата (до 60-65 %); пониженная солёость воды (за исключением заливов без речного притока) и отличие солевого состава вод от океанических; значительная изменчивость режима (водносоле­ вого, уровенного, гидрохимического), обусловленная как естест­ венными, так и (в последние десятилетия) антропогенными факторами; практическое отсутствие приливно-отливных явлений.

Вместе с тем и Каспий, и Арал со своими прибрежными зонами и устьевыми областями впадающих в них рек предста­ вляют собой специфические природные комплексы с присущими только им физико-географическими условиями.

Каспийское море - крупнейшее бессточное солёное озеро мира, расположенное на границе Европы и Азии, на отметке 28 м ниже уровня Мирового океана. Оно вытянуто с севера на юг на 1200 км при ширине 300 км. Омывает берега России, Казахстана, Туркменистана, Азербайджана и Ирана. Большая часть северного и половина восточного побережья принадлежит Казахстану. Длина береговой линии около 7000 км, в т.ч. в пределах Казахстана - 2340 км. Максимальная глубина моря - 1025 м, средняя - 180 м, объём воды - 78 тыс км3. Крупные заливы - Мангистауский, Казахский, Кара-Богаз-Гол и др. Имеется до

210

50 островов общей площадью 350 км2 - Кулалы, Тюленьи, Дурнева и др. В море впадают Волга (дающая 80% речного стока), Жайык (Урал), Терек, Кура, Самур, Сулак и др. реки. На восточном побережье нет ни одного постоянного водотока. Северные берега низменные, для побережья Мангистау харак­ терны абразионные берега. Общая площадь бассейна равна 3,5 млн км2. Водная поверхность моря занимает лишь 10 % площади бассейна. Этим объясняется существенное влияние происходящих в бассейне процессов на режим моря.

По характеру рельефа дна выделяют Северный, Средний и Южный Каспий. Северный Каспий, расположенный в пределах материковой отмели, мелководен (с максимальными глубинами 10-20 м), рельеф дна - волнистая аккумулятивная равнина, представляющая затопленную морем окраину Прикаспийской синеклизы. Впадина Среднего Каспия, отделенная от Северного Мангистауским порогом, является частью погруженной (до глубины 788 м) эпигерцинской Туранской плиты. Южный Каспий отделяется от Среднего Апшеронским порогом глуби­ ной 100-180 м и представляет собой древнюю глубоководную впадину с подводными хребтами и действующими грязевыми вулканами.

Как самостоятельный водоём Каспий возник в среднем плиоцене, когда на его месте находился замкнутый Балаханский бассейн. В начале позднего плиоцена и в эоплейстоцене в резуль­ тате тектонических движений и вызванной ими трансгрессии на обширной территории, включая площадь современного Каспия, образовалось Акчагыльское море, соединявшееся через Маныч с Черноморским бассейном и, возможно, с северными морями или даже с Индийским океаном. За акчагыльской стадией, уже в антропогене, следовали апшеронская, бакинская, хазарская, хвалынская, новокаспийская трансгрессии, связанные с ледни­ ковыми эпохами четвертичного оледенения Русской равнины и разделявшиеся фазами регрессии. В трансгрессивные стадии уровень Каспия повышался до +27 м, и излишки воды стекали на запад, в Азово-Черноморский бассейн. В регрессивные стадии, совпадавшие с океаническими трансгрессиями, устанавливалась двусторонняя морская связь с Черноморским бассейном (до среднего плейстоцена).

211

Климатические условия Северного и Южного Каспия заметно отличаются. На севере средняя температура воздуха зимой -7-11 °С, летом 24-26 °С; на юге, соответственно, 5-9 °С

• 25-27 °С. Годовой радиационный баланс возрастает от 2100 МДж/м2 на севере до 2930 МДж/м2 на юго-востоке. Годовое количество осадков на акватории варьируется от 60 до 800 мм, в среднем - 200 мм, с максимумом на юго-западе - 1200 мм. Средняя годовая величина испарения - 900-1000 мм, к югу от Апшеронского полуострова - до 1300 мм.

Летом, в августе, поверхностный слой воды нагревается до 24-26 °С, на юге - до 28-30 °С. Зимой температура воды падает на севере до -0,5 °С, на юге - до 9-10 °С. С глубиной темпера­ тура воды зимой понижается незначительно. Летом верхний слой воды хорошо прогревается и перемешивается, а ниже термоклина (слоя резкого скачка температуры), образующегося на глубинах 20-30 м, температура заметно уменьшается. В придонных слоях Среднего Каспия температура воды равна 4,5-5,0 °С, Южного - 5,7-6,0 °С.

Северный Каспий с ноября по март замерзает, образуется плавучий лед и ледяной покров толщиной 30-60 см, макси­ мально до 2 м. На Среднем Каспии в суровые зимы замерзают мелководные заливы, а льды выносятся в район Апшерона.

Солёность воды изменяется от 0,1-0,3 %о близ устьев Волги

• Урала (Жайык) до 12,6-13,5 %о на юго-востоке и более 300 %о

• в заливе Кара-Богаз-Гол. Средняя солёность равна 12 %о, т.е. почти в 3 раза ниже океанической (35 %о), в чем сказывается опресняющая роль Кара-Богаз-Гола и речного стока. Весьма однородно распределение солености по глубине: от поверхности до дна она увеличивается не более, чем на 0,1 -0,2 %о. В отличие от океана вода Каспия беднее хлоридами и богаче сульфатами.

Поверхностные течения в Среднем и Южном Каспии образуют циклональный круговорот; в Северном Каспии режим течений определяется речным стоком и ветрами, скорость которых иногда достигает 20-25 м/с. В районе Апшеронского порога при Бакинском норде, дующем со скоростью 40-50 м/с, образуются волны высотой до 10-11 м. Такая высота ветровых волн велика даже для открытого океана, не говоря уже о внутренних морях.

212

Вся толща вод Каспийского моря хорошо перемешивается, чем оно отличается от Черного моря. В верхнем слое до 20-30 м развито ветровое перемешивание, глубже - конвективное. Зимняя вертикальная циркуляция в Среднем Каспии доходит до глубины 200-300 м, в Южном, ввиду его меньшего охлаждения, - до 50-100 м. В холодные зимы глубина конвекции значи­ тельно больше, особенно в Среднем Каспии.

В перемешивании и вентиляции глубинных слоев моря важную роль играет плотностной сток из мелководного Север­ ного Каспия. Образующиеся здесь зимой воды с высокой плотностью стекают по склонам дна до самых больших глубин Среднего Каспия, а затем, переливаясь через Апшеронский порог, поступают в глубинную зону Южного Каспия.

Зимняя вертикальная циркуляция и плотностной сток воды обеспечивают достаточное насыщение глубинных слоев кисло­ родом и вызывают компенсационный подъём глубинных вод, обогащённых биогенными веществами, в верхние слои. Эти процессы создают благоприятные условия для формирования высокой биологической продуктивности в Среднем и Южном Каспии. Содержание кислорода в глубоких участках моря в верхних слоях зимой составляет 7-10 мл/л, летом - 5-6 мл/л. В придонных слоях оно уменьшается до 2-3 мл/л.

Основные компоненты водного баланса Каспийского моря: приход - речной сток и атмосферные осадки, расход - испарение и сток в Кара-Богаз-Гол (отсутствовавший в 1980-1984 гг., когда залив был отделён от Каспия глухой перемычкой). Главная приходная составляющая баланса, уравновешивающая испарение, - речной сток. Средний суммарный сток за 1880— 1980 гг. был равен 286 км/год, из которых на долю Волги приходилось 240 км3/год.

Колебания уровня и водного баланса Каспия зависят главным образом от климатических условий его самого и его обширного бассейна. Исторические данные свидетельствуют о низком уровне Каспия (до -32 м) в VII-XI вв. и высоком уровне

• начале новой эры и в начале XIX в.

• 1830 г. (начало инструментальных наблюдений за уровнем Каспия) по 1929 г. он был стабильным и в среднем составлял - 25,8 м. В 30-х годах в бассейне Волги наблюдался дефицит

213

осадков, что привело к уменьшению стока реки, который в 1930-1945 гг. снизился до 216 км3/год. Поэтому с 1930 г. началось резкое снижение уровня (до 20 см/год), которое продолжалось четверть века, и в 1956 г. он был уже на 2,5 м ниже, чем в 1929 г.

С середины 50-х годов в бассейне Волги началась устойчи­ вая фаза повышенной увлажненности, и уровень к 1975 г. мог бы подняться на 1 м (по расчетам И.А. Шикпоманова, 1976 г.). Однако именно в это время на Волге создаются Куйбышевское и Волгоградское водохранилища, на заполнение которых потре­ бовались крупные объёмы воды. Кроме того, увеличился забор воды из рек для хозяйственных нужд. Наконец, в 70-е годы несколько лет оказались особо маловодными, уровень моря опустился еще на 0,5 м, и в результате к 1977 г. он оказался на отметке -29,0 м - самой низкой за 400 последних лет. Измене­ ния уровня Каспия привели к сокращению его акватории с 424,3 тыс км2 (при уровне -26 м) до 362,7 тыс км2 (при -28,5 м), т.е. более, чем на 60 тыс км , в основном за счет осушения мелководного Северного Каспия.

С 1978 г. в результате многоводья в бассейне Волги и уве­ личения её стока, а возможно, и в силу тектонических причин, уровень моря стал быстро повышаться (по 15-17 см/год), и в 90-е годы XX в. он поднялся почти на 3 м и достиг своего стояния в конце XIX в.

Флора и фауна Каспия бедна, здесь обитают 500 видов растений и 854 вида животных. Растения представлены сине-зелёными, диатомовыми, а также красными и бурыми водо­ рослями. Обитают осетровые (осетр, севрюга, белуга), сельди, бычки, моллюски, 15 видов вселенцев из Арктики (тюлень) и Средиземноморья. Промысловое значение имеют осетровые (до 80 % мировой добычи), сельдь, лещ, вобла, судак, сазан, килька. Каспий - крупный нефтеносный район (Нефтяные Камни,

• Артёма).

• 1968 г. в городе Актау (побережье Каспия) работал первый в мире атомный реактор на быстрых нейтронах, сочетающий

производство электроэнергии (150тысквт) с опреснением 120 тыс м3 морской воды в сутки. Несколько лет назад реактор выведен из эксплуатации под контролем МАГАТЭ в связи с выработкой своего ресурса. Первый блок АЭС в г. Актау будет

214

введён в эксплуатацию в 2015 г., второй - 2016 г. По морю перевозят нефть, лес, зерно, хлопок, соль и др. грузы. Главные порты - Баку, Астрахань, Туркмен-Баши (Красноводск), Махачкала, Бендер-Шах, Пехлеви, а в Казахстане - Атырау и Актау.

В связи с повышением уровня акватория Каспия расшири­ лась местами уже на 70 км, затоплено 0,5 млн га сенокосных угодий и пастбищ, более 100 нефтяных скважин. Под угрозой затопления - десятки населённых пунктов, более 30 нефтепро­ мыслов, десятки тысяч людей подлежат переселению. Следует предпринять все меры для защиты от затопления водами Каспия и его самого, иначе в наступившем веке мы станем свидетелями очередной крупной экологической катастрофы.

Аральское море расположено на Туранской низменности, у восточного края плато Устюрт, в пустынной зоне с континен­ тальным климатом, для которой характерна большая амплитуда колебаний температуры воздуха, незначительное годовое количество осадков и высокая испаряемость. В 1957 г. площадь моря составляла 67,1 тыс. км2, длина - 428 км, ширина - 235 км, площадь бассейна - 690 тыс. км2, объём воды - 1075 км3.

По геологическому возрасту Аральское море гораздо моложе, чем Каспий. Начало существования впадины Арала относят к среднему плейстоцену, когда она развивалась в основном в безводных условиях, т.е. до конца плейстоцена Аральского моря не существовало. В позднеледниковое время в Аральской котловине располагалось одно из высокосоленых озёр. В начале голоцена в связи с увлажнением климата уровень водоёмов повысился и, слившись, они образовали единое озеро со стоком по Узбою. За голоцен Арал пережил четыре трансгрессии и три регрессии, во время которых неоднократно устанавливалась и нарушалась его связь с Каспием через Узбой. И хотя геологи­ ческая история Арала в голоцене еще не вполне выяснена, возможно, что возраст современного Аральского моря очень небольшой - всего 8—10 тыс лет.

По морфологическому строению акватория Арала делится на две части - Большое и Малое море. Малое море и восточная часть Большого моря - мелководные, их глубины не превосходят 10-20 м. Максимальные глубины - до 50-60 м - приурочены к узкому желобу в западной части моря, под высоким обрывом восточного чинка Устюрта.

215

Средняя температура воздуха летом над поверхностью моря равна 24—26 °С, зим ой ---- 7-13 °С. 120-170 дней в году небо над морем бывает безоблачным, 70-90 - пасмурным. Снежный покров на севере держится три месяца, на юге — 1,5 месяца. На Арале в среднем за год выпадает всего 100-140 мм осадков, при испаряемости 1400 мм. Зимой температура воды на поверхности изменяется от -1 °С у берегов до 1-2 °С - в открытом море. В январе-феврале прибрежные районы моря покрываются льдом, толщина и площадь которого зависят от суровости зимы. В месяце наибольшего прогрева - августе - температура воды на поверхности достигает 23-25 °С, местами

• до 30 °С. Мелководья прогреваются до дна, а в глубоководных районах ниже термоклина температура воды остается низкой. Так, в западном желобе на глубине 30 м она равна 5-6 °С, на 40-50 м - лишь 2-3 °С.

При естественном режиме моря, до 1960 г., солёность почти всюду находилась в пределах 10,2-10,6 %о, у устьев рек меньше

• 9,3-10,0 %о. Сезонные изменения солености не превышали

0,2-0,3 %о.

• водах Арала круглый год на всех глубинах содержится много растворенного кислорода: 7-10 млУл зимой, 5—8 мл/л летом. Такие условия создаются благодаря хорошему перемешиванию вод и продуцированию кислорода обильной донной раститель­ ностью, чему способствуют небольшие глубины и высокая прозрачность воды (15-25 м).

Биологическая продуктивность Арала лимитируется бедно­ стью его вод биогенными веществами, прежде всего - фосфа­ тами и соединениями азота. Несмотря на недостаток питательных веществ, при естественном режиме Арал давал до 10 % улова ценных видов рыб - осетровых, леща, сазана, жереха - во внутренних водоемах бывшего СССР. В дельтах Амударьи и Сырдарьи интенсивно разводили ондатру. На острове (теперь - полуостров) Барсакельмес с 1939 г. функционирует заповедник.

• начала столетия до 1960 г. режим Аральского моря был относительно стабилен. Приходная часть водного баланса, состоящая из речного стока (56-62 км3) и атмосферных осадков

(8-10 км3), уравновешивалась потерями воды на испарение (62-70 км ). Уровень моря менялся мало и держался вблизи средней многолетней отметки 53 м.

216

С 1961 г. началось понижение уровня Арала, связанное с увеличением безвозвратных заборов воды из питающих море рек на орошение и др. нужды сельского хозяйства. К 1987 г. остров Кокарал превратился в полуостров, послуживший перемычкой, разделившей Малое и Большое моря. Сырдарья изменила своё русло в устьевой части и стала впадать в Малое море. В 90-е годы в Большое море впадала только Амударья, средний годовой сток которой у пос. Кызылжар, в 120 км от устья, составлял 5,7 км3, а Сырдарья в отдельные годы вообще не доходила до Арала. В перемычке между обеими частями Арала в 1988 г. образовалась протока шириной в несколько десятков метров, действовавшая не каждый год. Расположенные в западной части Большого моря острова (Возрождения, Лазарева и др.) превратились в единую гряду, протянувшуюся с севера на юг на 140 км, остров Барсакельмес - в полуостров.

В результате сокращения притока воды уровень Арала к началу XXI в. снизился на 17-19 м, море потеряло около 43000 км своей акватории. В 2003 г. его площадь составила лишь 24200 км2, из которых 2800 км2 приходится на Малое море. Объем воды в Арале уменьшился почти втрое. Более чем в три раза возросла солёность.

Значительно изменился рельеф берегов и дна моря, особенно в мелководных районах, высохли многие заливы. Акпектинский архипелаг присоединился к суше. Идёт отмирание дельт, замена присущих дельтовым областям флоры и фауны пустынными комплексами.

Уменьшение речного стока в море, его биогенного питания, повышение солености, гибель нерестилищ привели к снижению продуктивности фито- и зоопланктона, уменьшению численности промысловых рыб, резкому снижению их уловов. Арал потерял свое промысловое значение.

Деградация Аральского моря отражается на природной среде окружающих территорий. С 70-х годов начался процесс антропогенного опустынивания Приаралья. Оно охватило все компоненты среды - климат, воды, почвы, флору, фауну. Особенно негативным последствием усыхания моря явился ветровой вынос солей с осушившихся участков дна. Поскольку Арал представляет собой основной солеприёмник Центральной

217

Азии, его ликвидация может вызвать засоление окружающих земель (в том числе и орошаемых).

Итак, в природном облике Аральского моря произошли коренные изменения, обусловленные водохозяйственной дея­ тельностью в его бассейне. Они негативно отразились на экоси­ стемах моря и в устьевых областях рек, вызвали опустынивание окружающих территорий. Что же ждёт Аральское море в будущем? Для сохранения нынешнего уровня в Большом море необходим приток воды в 25-30 км3 в год. В противном случае деградация Арала будет продолжаться и дальше.

Сложившаяся ситуация требует незамедлительного прове­ дения комплекса эффективных мероприятий, направленных прежде всего на рациональное использование внутренних водных ресурсов бассейна моря: уменьшение до минимума потерь воды, ее строгая экономия, обепечение притока к морю уже использованных в сельском хозяйстве вод, пока сбрасываемых в Арнасай, Сарыка-мыш и др. бессточные котловины. Особого рассмотрения на уровне комплексной геоэкологической экспертизы заслуживают различные проекты по стабилизации уровня моря, в частности, существующий проект переброски воды в Арал из Северного Каспия и др.

С применением методов системного анализа разработана концепция восстановления Арала, рекомендующая установить экологический лимит затрат речного стока в объёме 40 км3/год для сохранения моря как целостного водоема. Однако в условиях новой политико-экономической обстановки в Центральной Азии межгосударственным соглашением была принята региональная концепция, по которой лимит речного притока в Арал установ­ лен в размере 20 км3/год, достаточном лишь для сохранения в котловине моря трех изолированных водоемов.

Крупную научную проблему представляет осуществление мониторинга изменений в природе Арала и Приаралья. Ведь на наших глазах происходит уникальный эксперимент, вынужденно поставленный человеком. Его результаты (часть которых пока даже трудно предвидеть) весьма важны для оценки и прогноза не только изменений режима Арала, но и других водоемов, в которых под влиянием хозяйственной деятельности могут произойти подобные изменения.

218

Таким образом, приоритетными направлениями в изучении Каспия и Арала должны стать: оценка современного состояния и прогноз водного и солевого режимов морей, качества вод, экосистем и биологической продуктивности в условиях растущего антропогенного воздействия; осуществление мониторинга за режимом устьевых областей и отдельных районов морей с большой изменчивостью; разработка биологических основ ры­ боловства и рыбозащиты; прогноз влияния изменений режима морей на природу и хозяйство прилегающих территорий; эконо­ мическая оценка мероприятий по оптимизации режима морей.

Для решения проблем рационального природопользования должны быть созданы геоэкологические модели морей, с по­ мощью которых можно вести разработку систем управления режимом водоёмов, исходя из единой стратегии использования водных ресурсов в их бассейнах. При этом главная цель - сохра­ нить для будущих поколений неповторимый облик обоих морей, рационально, без ущерба для природной среды использовать их богатейшие естественные ресурсы.

Подземные воды

К подземным относятся воды, находящиеся в горных поро­ дах верхней части земной коры. Они играют весьма значитель­ ную роль в водообеспечении страны. Пресные подземные воды имеют ряд существенных преимуществ по сравнению с поверх­ ностными: они, как правило, выше по качеству, надежнее защи­ щены от загрязнения и заражения, их ресурсы заметно меньше подвержены многолетним и сезонным колебаниям. Характерная особенность подземных вод - их возобновляемость в естествен­ ных условиях и в процессе эксплуатации. Возобновляемость подземных вод оценивается их ресурсами, а общее их количе­ ство - запасами. В зависимости от характера использования подземные воды делятся на хозяйственно-питьевые, техниче­ ские, промышленные, минеральные и термальные воды.

В изучение подземных вод и развитие гидрогеологии в Казах­ стане крупный вклад внесли Н.Г. Кассин, У.М. Ахмедсафин, Е.В. Посохов, Н.А. Кенесарин, Ж.С. Сыдыков, В.В. Веселов, С.М. Шапиро, B.C. Жеваго и др.

219

Разнообразие физико-географических и гидрогеологиче­ ских условий территории страны оказало влияние на формиро­ вание, распространение, расходование и генетические типы подземных вод. По характеру залегания и водовмещаемости пород подземные воды разделяют на трещинные, трещинно­ пластовые и пластовые.

Подземные воды трещинного типа имеют распростране­ ние в высокогорьях Юго-Восточного Казахстана, низкогорных и мелкосопочных районах Казахской складчатой страны (Сарыарки)

• в Мугоджарах. Эти воды размещены в интрузивных, эффу­ зивных, вулканогенных, метаморфических породах докембрия и палеозоя. Они залегают обычно неглубоко (30-50 м), часто представлены источниками с минерализацией 0,1-0,5 г/л и деби­ том 1-2 л/с. Расходы родников и неглубоких скважин, располо­ женных вдоль зон тектонических разломов и зон дробления, достигают 10-15 л/с.

Подземные воды трещинно-пластового типа распро­ странены в дислоцированных и карбонатных породах палеозоя

• мезозоя Горного Мангышлака, в ряде районов Сарыарки, отчасти на юге и востоке страны. Пресные и солоноватые воды (с минерализацией 0,2-3,0 г/л) залегают на глубинах от несколь­ ких до сотен метров. Воды этого типа образуют источники или вскрываются скважинами с расходами 0,1—1,0 л/с, В местах развития карбонатных пород расходы увеличиваются до 10-35 л/с. На участках карстующихся известняков хребта Каратау (Жамбылская область) встречаются мощные источники с расходами до 100-300 л/с. Дебиты родников в районе станции Сас-Тобе на юго-западном макросклоне хребта Каратау (Южно-Казахстанская область) достигают 1000-3000 л/с.

Благоприятные условия питания, фильтрационные и кол­ лекторские свойства водовмещающих пород в районах распро­ странения трещинных и трещинно-пластовых вод способствуют

формированию интенсивного подземного стока в десятки км /год.

Подземные воды пластового типа широко представлены во всех равнинных районах, внутригорных впадинах и речных долинах в толщах недислоцированных терригенных и карбонат­ ных пород от палеозоя до антропогена включительно. Мощность

220

этих пород изменяется от нескольких метров в речных долинах до 0,5-1,5 км в предгорных и внутригорных равнинах, до 3—6 км на северо-востоке Приаралья, в Шу-Сарысуском и Устюртском районах и до 10-19 км - в Прикаспийской впадине. В связи с этим различна и глубина залегания подземных вод. В верхних горизонтах (3-30 м) обычно залегают безнапорные (грунтовые), а в нижних - высоконапорные (артезианские) воды с разной минерализацией. Пресные и слабосолоноватые воды с минера­ лизацией 0,2-3,0 г/л приурочены к речным долинам, массивам эоловых песков, предгорным и внутригорным прогибам на глубинах от нескольких до 500-800 м (в Илейской долине - до 2700 м). Дебиты отдельных эксплуатируемых скважин дости­ гают 20-70 л/с, местами - до 100-120 л/с. В Прикаспийской, Шу-Сарысуской, Тенгиз-Коргалжинской и Тургайской впади­ нах, на Мангистауе, Устюрте и Северном Казахстане распро­ странены рассольные подземные воды с минерализацией 50-400 г/л.

Главные ресурсы подземных вод, около 50 %, сосредото­ чены в пределах Южного Казахстана. До 20% этих ресурсов формируется в Западном Казахстане. На долю Северного, Центрального и Восточного Казахстана приходится 30 % всех ресурсов подземных вод.

Основные разведанные запасы подземных вод приурочены к конусам выносов горных рек и 70 артезианским бассейнам. Всего на территории Республики разведано 626 месторождений и участков подземных вод с суммарными запасами 15,83 км3/год (43,37 млн. м3/сут), в т.ч. для хозяйственно-питьевого водоснаб­ жения - 6,14 км3 (16,82 млн. м /сут), производственно-техниче­ ского - 0,95 км3 (2,6 млн. м3/сут), орошения земель - 8,73 км3 (23,92 млн. м3/сут), для бальнеологических целей (минеральные воды) - 0,01 км (0,03 млн. м3/сут).

Прогнозные ресурсы подземных вод страны с минерали­ зацией до 1 г/л составляют 33,85 км3/год (92,74 млн км3/сут), до 10 г/л - 57,63 км3/год (159 млн м3/сут).

Подземные воды используются для водообеспечения обеих столиц (в частности, водоснабжение г. Алматы на 75 % осуще­ ствляется за счет этих вод), всех областных центров, около 150 районных центров и городов, 8500 сельских населенных

221

пунктов и орошения до 15 тыс га пахотных земель. В настоящее время в среднем по Республике используется примерно 14 % разведанных запасов подземных вод.

Казахстан располагает значительными ресурсами мине­ ральных и термальных подземных вод. Минеральные воды характеризуются повышенным содержанием биологически актив­ ных компонентов (углекислый газ, сероводород, ионы йода, брома

• др.) и обладают специфическими физико-химическими свойст­ вами, повышенной температурой, радиоактивностью и т.п., благодаря которым они оказывают целебное воздействие на организм человека. Минеральные лечебные воды используются для лечения различных болезней (ревматизм, неврозы, кожные заболевания) на многих курортах (Алма-Арасан, Капал-Арасан, Жаркент, Сарыагач, Рахманове кие ключи, Боровое и др.).

Всего разведано 45 месторождений, которые по химическому составу, бальнеологическим свойствам и лечебному значению условно подразделяются на пять бальнеологических групп: йодо-бромные (5 месторождений), кремнистые (4), радоновые (7), железистые (2) и без специфических компонентов (27). Выявлено еще 250 перспективных проявлений минеральных вод.

Г идротермальные ресурсы сосредоточены в глубоких депрессиях, сложенных осадочными образованиями. К ним от­ носятся артезианские бассейны - Прикаспийский, Мангистау-Устюртский, Тургайский, Тобылский, Ертисский, Сырдарьин-ский, Шу-Сарысуский, Зайсанский, Илейский и Балхаш-Алакольский с подземными водами, температура которых превышает 35—40 °С. Наиболее горячие воды с температурой 96-100 °С и выше обнаружены на Мангистау на глубине 1600 м

• в Илейской впадине на глубине 2700 м. Подземные термальные источники находят применение в теплично-парни­ ковых хозяйствах, для отопления зданий, создания круглого­ дичных купальных бассейнов и искусственных прудов для разведения рыбы. В перспективе они могут стать источниками тепловой энергии. Во всяком случае, ныне тепловые ресурсы

термальных вод страны оцениваются в 680 млрд Г кал и 97100 млн т условного топлива.

В целом Республика Казахстан достаточно богата подзем­ ными водами, за счёт которых возможно обеспечение хозяйственно-

222

питьевыми, техническими и др. водами в соответствии с потреб­ ностями населения, промышленности и сельского хозяйства страны.

Контрольные вопросы

1. Как и почему изменяется высота концов ледников и фирновой линии от Алтая до Тянь-Шаня?

2. Каковы тенденции эволюции современного оледенения Казахстана? Чем они обусловлены?

3. С чем связано изменение густоты речной сети и коэффициента стока по территории Казахстана?

4. Каковы различия в питании и режиме рек бассейнов Иле, Жайык и Сарысу? Чем они объясняю тся?

5. Почему сток взвешенных наносов у самой многоводной реки Казахстана - Ертиса меньше, чем у Сырдарьи?

6. Каков генезис селевых потоков в горах Казахстана?

7. С чем связано наличие большого количества озёр на территории Казахстана?

   8. Каково происхождение котловин озёр Казахстана?

   9. Каковы основные мероприятия по охране водных объектов?

Задания для самостоятельной работы

1. Рассчитать величину абляции, ледникового стока и его доли в общем стоке для: а) реки Талгар в Илейском (Заилийском) Алатау, б) реки Саркан в Жетысуском (Джунгарском) Алатау, в) реки Бухтармы в Казахстанском Алтае.

2. Выявить внутригодовое распределение стока рек: а) с преиму­ щественно снеговым питанием - Жайык (Урал), Сарысу, Нура, б) со снегово­ ледниковым питанием - Сырдарья, Иле.

3. Используя соответствующие карты Национального Атласа Казах­ стана, произвести расчеты водного баланса отдельных бассейнов рек в различных ландшафтных зонах на территории республики.

4. Построить интегрально-разностные кривые многолетних рядов стока для рек разных регионов РК и на их основе выявить много- и маловодные периоды.

5. Построить графики годового хода стока крупных рек, а также его осредненных по скользящим 5-летиям значений, установить тенденцию (тренд) изменения стока во второй половине XX - начале XXI в.

Рекомендуемая литература

1. Аманниязов К.Н. Каспийское море. - Алматы: КазГУ, 1999. —110 с.

2. Атлас снежно-ледовых ресурсов мира. - М.: РАН, 1997. - 392 с.

3. Вилесов Е.Н. Современные проблемы гляциологии. - Алматы: КазГУ, 1999. - 87 с.

4. Вилесов Е.Н., Уваров В.Н. Эволюция современного оледенения в Заилийском Алатау в XX веке. - Алматы: КазГУ, 1999. - 87 с.

223

5. Веселов В.В., Бегалиев А.Г., Самоукова Г.М. Эколого-мелиоративные проблемы использования водных ресурсов бассейна озера Балхаш. 1 Алматы: Fылым, 1996. - 688 с.

6. Веселов В.В., СыдыковЖ.С. Гидрогеология Казахстана. - Алматы: Институт гидрогеологии им. У.М. Ахмедсафина, 2004. —484 с.

7. Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР. Том VI - Каспийское море. Том - VII - Аральское море / Под ред. В.Н. Бортника и С.П. Чистяковой. —Л.: Гидрометеоиздат, 1990.

8. Озёра Северного, Западного, Восточного Казахстана. —JL: Гидроме­ теоиздат, 1974. - 232 с.

9. Оледенение Тянь-Шаня / Под ред. М.Б. Дюргерова, Лю Шаохая и Се Зичу. - М., 1995. - 234 с.

10. Пальгов Н.Н. Жизнь одного ледника. - Алма-Ата: Наука, 1970. - 124 с.

10. Проблемы гидроэкологической устойчивости в бассейне озера Балхаш / Под ред. А.Б. Самаковой. - Алматы: Каканат, 2003. - 584 с.

10. Ресурсы поверхностных вод СССР. Том 13. Центральный и Южный Казахстан. Вып. 2. Бассейн озера Балхаш. - Л.: Гидрометеоиздат, 1970. - 645 с.

13. Северский И.В., Благовещенский В.П. Лавиноопасные районы Казахстана. —Алма-Ата: Наука, 1990. - 171 с.

14. Филонец П.П. Очерки по географии внутренних вод Центрального, Южного, Восточного Казахстана. - Алма-Ата: Наука, 1981. - 186 с.

14. Яфязова Р.К. Природа селей Заилийского Алатау. Проблемы адаптации. - Алматы, 2007. - 158 с.

Г л а в а 6

ТИПЫ РАСТИТЕЛЬНОСТИ И БОТАНИКО­

ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ

Планомерные исследования растительности Казахстана стали проводиться с начала 20-х годов XX в., когда в Ташкенте был открыт Среднеазиатский Государственный университет*.

Его экспедиции охватили нынешние Южно-Казахстанскую, Жамбылскую и Алматинскую области (Е.П. Коровин, Р. И. Аболин, М.Г. Попов и др). И уже в 1925 г. вышла в свет книга И. М. Крашенинникова «Растительный покров Киргизской рес­ публики» В 1933 г. издана «Геоботаническая карта Казахстана» М:2000000. В 1946 г. в системе АН КазССР был организован Институт ботаники. Ботанико-географический анализ флористи­ ческих материалов привёл ботаников к обоснованию нескольких дополняющих друг друга гипотез о путях формирования флоры и растительности Казахстана.

Основные фундаментальные исследования растительного покрова в Казахстане проводились под руководством Н.В. Павлова, Н.И. Рубцова, Б.А. Быкова, Л.Я. Курочкиной и др. Под руковод­ ством и при непосредственном участии Е.И. Рачковской разра­ ботаны принципы и методы картографирования растительности аридных регионов, создана классификация степного и пустын­ ного типов растительности.

Итоги исследований отражены в девятитомной монографии

Локальные ботанические исследования в Казахстане проводились и ранее: 40-е гг. XIX в. — начало XX в. (А.И. Шренк, Г.С. Карелин, П.П. Семёнов, А.Н. Краснов и мн. др). 1908-1915 гг. — геоботанические экспедиции Переселенческого управления. Они проводились, главным образом, к познанию флоры - совокупности видов растений, произрастающих на данной территории. Под растительностью понимают совокупность фитоценозов (растительных группировок, свойственных какой-либо территории).

225

«Флора Казахстана» (1956-1966 гг.) под редакцией Н.В. Павлова. В ней помещено описание 5630 видов, из которых 760 (около 14 %) эндемики - встречаются только на территории Казах­ стана. Было издано ряд монографий, среди которых «Комп­ лексные степи и пустыни Карсакпая» Н.В. Павлова (1931г.), «Растительный покров Джунгарского Алатау» Н.И. Рубцова (1948 г.), «Флора и растительность высокогорных поясов Зайлийского Алатау» В.П. Голоскоков (1949 г.), «Естественные кормовые угодья Казахстана» Л.Н. Соболева (1948 г.), «Еловые леса Тянь-Шаня» Б.А. Быкова (1950 г.), «Ботаническая геогра­ фия степной части Центрального Казахстана» Л.Я. Курочкиной (1978 г.), «Солянковые пустыни Казахстана» 3.В. Кубанской (1980 г.), «Еловые леса Северного Тянь-Шаня» И.И. Ролдугина (1989 г.) и др. Была издана «Карта растительности Средней Азии и Казахстана (в пределах пустынной области)» М: 1:2500000 (главный редактор Е.И. Рачковская, 1995 г.). В последние годы XX века ряд исследователей обращались к проб­ лемам антропогенной трансформации растительности песчаных пустынь {Т.К. Бижанова, 1998 г.), степей (О.В. Марынич, 1999 г.), а также интразональной растительности аридных регионов

(Н.П. Огаръ, 1999 г.) и др.

Типы растительности и их структурно-динамические особенности

Распределение растительного покрова по территории Казах­ стана во многом соответствует распределению почв, тепла и влаги, отражая закономерности широтной и высотной зональ­ ности и увеличение континентальности климата с продвиже­ нием с запада на восток. Кроме того, большое значение имеют особенности развития территории, влияние соседных стран и областей.

Тип растительности - таксономическая единица самого высокого ранга. В основу выделения растительности положено сходство в наборе жизненных форм. Ареал типа раститель­ ности охватывает весь диапазон тех природных и, в первую очередь, климатических условий, в которой функциональны адаптации этой жизненной формы. Известное единство условий

226

среды на территории распространения типа растительности проявляется в особенностях гидротермического режима, соотношении тепла и влаги, наличии-отсутствии перерыва в вегетации. Количество типов растительности, устанавливаемых различными авторами, колеблется от 4 до 22. Основные типы растительности на территории Казахстана были выделены

Н.И. Рубцовым (1952 г.).

Леса. Общая площадь лесного фонда на территории республики составляет 25 млн. га, из них покрытая лесом - 11,4 млн, что определяет лесистость территории Казахстана в 4,2 %. Леса в республике имеются во всех природных зонах, однако расположены они неравномерно. Наибольшую площадь занимают саксауловые пустынные леса (47,9 %), далее следуют березняки (8,3 %), сосняки (7,8 %), пихтовники (3,6 %), оси­ новые (2,9 %) ельники (1,7 %), лиственничники (1,6 %), тальники (1,5 %) и другие. Система государственной охраны обеспечила сохранение в Казахстане основных лесных экосистем: остров­ ных боров Казахского мелкосопочника, ленточных боров Приертисья, тёмно-хвойных лесов Северного Тянь-Шаня, Алтая

• Саура, дикоплодных лесов Жетысуского (Джунгарского) Алатау

• Северного Тянь-Шаня, арчёвых, широколиственных и ксеро-фитных лесов Западного Тянь-Шаня (И И Ролдугин, 1999 г.).

Темнохвойные леса распространены в горах Алтая и Тянь-Шаня. Это густые насаждения из пихты (Abies sibirica), ели (Picea obovata) и кедра (Pinus sibirica), к которым примешивается осина (Populus tremula) и часто береза (Betula pudescens). Развит сплошной покров из лесных зелёных мхов. Травяной покров представлен брусникой (Voccinium Vitis), грушанкой (Pirola chlorantha), попротником (Diyopteris pulchella) хвощом (Eguisetum Scirpoides). На склонах Жетысуского Алатау и хребтов север­ ного склона Тянь-Шаня произрастает тянь-шаньская ель (Pieca Schrenkiana), к которой в Жетысуском Алатау примешивается сибирская пихта (A. Semenovi). Реже встречается примесь лиственных пород - березы (Betula songarica), осины (Populus pseudotremula), рябины (Sorbus tianschanica). Леса имеют парковый характер. На крутых склонах северных экспозиций и в днищах ущелий встречаются участки густых моховых ельников

• таёжными элементами в травяном ярусе. Среди них памятник

227

природы «Чинтургеиские моховые ельники» в Илейском (Заи-лийском) Алатау (Тургенское ущелье).

Сосновые леса приурочены к прирусловым пескам северных окраин Казахстана и к гранитным массивам Казахского мелкосопочника. Основную роль в них играет сосна (Pinus silvestris), к которой лишь в условиях большого увлажения примешиваются берёза (Betula verrucosa) и осина (Populus tremula). На окраине сосновых массивов развиваются степные растительные ассоциации. На почти лишенных почвы гранитных склонах, а также на песчанных буграх надпочвенный покров состоит из кустистых лишайников (Cladonia rangiferina, С. Alpestris, С. silvatica). При большом увлажнении, в котловинах между песчаными буграми, в горных долинах под пологом сосны развивается сплошной покров из зелёных лесных мхов, а в травяном ярусе большую роль играют многие типичные лесные растения. В бессточных межсопочных долинах, где создаются условия избыточного увлажнения, под пологом редких и низко­ рослых сосен, развиваются сфагновые мхи (Sphagnum teres и др.).

Л.Н. Грибанов, И.А. Лагов, П.С. Чабан (1970 г.) в пределах Казахстана выделяют: а) нагорные сосняки Казахского мелкосо­ почника; б) калбинские нагорные сосняки; в) ленточные сосняки на аллювиальных песках в Тургайском прогибе; г) ленточные сосняки на аллювиальных песках Приертисья.

По местообитанию сосновые леса делятся на следующие группы: 1)сухой бор высоких бугров; 2 )сухой бор пологих бугров; 3) сухой бор средних бугров; 4) западинный бор; 5) равнинный бор; 6) низинный бор.

Сосновые боры претерпевают значительные изменения под воздействием антропогенных факторов, в них снижается проек­ тивное покрытие нижних ярусов, некоторые из них пострадали от пожаров.

Арчевые леса образованы древовидными можжевельниками и приурочены к горным массивам Южного и Юго-Восточного Казахстана. В их составе принимает участие несколько видов арчи, наиболее распространенными из которых являются Juniperus turkestanica, свойственный, главным образом, Север­ ному Тянь-Шаню, и J. Talassica, J. Semiglobosa, J. Seravschanica, - Западному Тянь-Шаню.

228

• настоящее время арчевники занимают незначительные площади, встречаясь преимущественно по трудно доступным скалистым местам и представляют собой низкорослые редкостой­ ные светлые лесные массивы. Растительность их состоит в основ­ ном из кустарников —барбариса, шиповника, жимолости и др.

• средних поясах гор обычны злаково-разнотравные арчевники, а в высокогорных - лугово-разнотравные.

Летнезелёные хвойные леса представлены лиственничными лесами сибирского типа, распространёнными на склонах Южного Алтая и Саура. Лесообразующей породой является сибирская лиственница (Larix sibirica), к которой иногда в небольшом количестве примешивается в Южном Алтае сибирская ель. (Picea obovata), а на Сауре - тяньшаньская ель (Picea Schreniana). Леса эти светлые, часто имеют парковый характер, в связи с чем под древесным покровом развиты преимущественно луговые и степные конассоциации. Из кустарников более обычны спирея средняя (Spiraea media), шиповник иглистый (Rosa acicularis), а в травяном покрове - мятник луговой (Роа pratensis), подмаренник северный или бореальный (Galium boreale) и др. На более сухих участках появляются дерновинные ксерофитные злаки.

Лиственные леса имеют незначительное распространение. Они слагаются мезофильными древесными породами, сбрасы­ вающими листву в холодное время года. Таковыми являются берёзовые, осиновые, тополёвые, яблоневые и ореховые леса.

Берёзовые леса распространены преимуществено в северной лесостепной части Казахстана, где на водоразделах они занимают участки серых лесных почв и солодей. По понижениям, в долинах рек Казахского мелкосопочника, они заходят южнее и встречаются в степной зоне. Особенно они характерны для нижних частей южных склонов Южного Алтая. Эти березняки сложены преимущественно берёзой бородавчатой (Betula verrucosa), реже - пушистой (В. pubescens), к ним часто приме­ шивается осина (Populus Tremula). В условиях достаточного увлажнения развивается густой кустарниковый ярус из ив (Salix sibirica, S. cinerea, S. caprea ) и шиповников (Rosa cinnamomea, R. acicularis). В травяном покрове преобладают луговые растения. Березняки, встречающиеся в горах Тянь-Шаня, образованы эндемичными видами берез (В. tianschanica, В. turkestanica), которые образуют полосы лесных насаждений.

229

Осиновые леса (Populus tremula) встречаются преимущест­ венно в предгорьях Южного Алтая, в долинах Казахского мелкосопочника и на склонах Жетысуского Алатау. В Северном Тянь-Шане они образованы особой таньшанской формой осины (Populus pseudotremula). По составу травяного покрова они близки

• березнякам, но эдификаторами здесь являются крупные пре­ дставители разнотравья с преобладанием различных зонтичных.

Тополевые леса, составленные различными видами тополей (Populus albae, P. nigra, P. laurifolia), приурочены преимущественно

• речным долинам Северного Казахстана, горным рекам Алтая и Тань-Шаня. В кустарниковом покрове преобладает шиповник, черемуха и боярышник. Тополевые рощи встречаются и на водоразделах. Например, на увлажнённых участках Рын-песков

• Западном Казахстане есть небольшие тополёвые рощицы, в которых развиты также псаммофитные кустарники. В речных долинах (в тугайных лесах) Южного и Юго-Восточного Казахстана распространены массивы южных тополей - туранги (Populus diversifolia) - вида, обладающего широкой амплитудой толерантности (растёт и на песках, и на солончаках, а листья сохраняют жизнеспособность даже при температуре воздуха

около 50 °С). Наиболее распространенными видами здесь являются Populus diversifolia, P. pruinosa. Под светлым покровом этих сравнительно мелко- и жестколистных тополей обычны луговые растения южных речных пойм.

Яблоневые леса. Их образуют светлые насаждения на горных склонах Северного Тянь-Шаня - диких яблонь - Malus Sieversii, М. Niedzwzkyana. Под их редким покровом развит густой кустарниковый ярус из боярышника (Crataegus), ирги (Cotonister), барбариса (Berberis). Для разнотравья характерны крупные злаки и многие виды крупного разнотравья.

Абрикосовые леса встречаются в предгорных районах Северного Тянь-Шаня (особенно в Ил ейском Алатау). «Мы не видели в Средней Азии места, где бы дикий абрикос в таких количествах был бы столь обычен, как в предгорьях около Алма-Аты. Не возбуждает никаких сомнений, что он является здесь, безусловно, естественной, дикой древесной породой. В своём распространении по предгорьям и нижней полосе гор абрикос Алма-Аты ассоциирован с дикой яблоней... В щелях

230

горной полосы (её нижней части) абрикос растёт только по южным склонам: на осыпях щебня, сильно каменистых склонах и даже скалах. В больших щелях, например М. Алматинки и Иссыка, он очень обилен и чувствует себя превосходно»

(М.Г. Попов, 1935 г.).

Ореховые леса, слагаемые своеобразной формой грецкого ореха (Juglans fallax), распространены по некоторым горным долинам западного отрога Тянь-Шаня, особенно в долинах рек Пскема и У гама*. Кроме ореха, в этих лесах встречаются яблоня, клен, алча, а в более высоких - арча и тяныианьская берёза.

Фисташковые леса наиболее отличны по характеру из всех охарактеризованных выше лиственных лесов. Фисташка (Pistacia vera) не образует густых насаждений и выдерживает длительную сильную засуху. Фисташки по своему облику очень напоминают сухие саванны. Небольшими рощами они встречаются в хр. Каратау. Вместе с фисташкой встречаются засухоустойчи­ вые кустарники. В травяном покрове основную роль играют эфемероиды - Роа bulbbosa, Сагех pachystilis и многочисленные эфемеры.

К лиственным лесам следует отнести и ассоциации песчаной акации (виды Ammodendron). Это очень ксерофитизщированные миниатюрные деревца (иногда до 5 м высоты), сбрасывающие часть листвы с наступлением жаркого периода. Под изреженным пологом песчаной акации встречаются некоторые кустарники и полукустарники. Травянной покров всегда беден по видовому составу, многие виды приспособлены к подвижному песчан-ному субстрату.

Кустарниковые заросли представлены мезофильными высокими кустарниками, сбрасывающими листву в холодное время года.

Заслуга акклиматизации в Илейском (Заилийском) Алатау южных орехоплод­ ных культур принадлежит Вячеславу Николаевичу Шайдурову, который «вырастил здесь третье поколение морозоустойчивого плодоносящего грецкого ореха... Участок Шайдурова являлся первым и единственным в Казахстане питомником орехоплодных и субтропических культур» (Я.В. Павлов, Б.А. Быков и др., 1970 г.). К сожалению, Памятник природы местного значения «Ореховая роща» теперь в плачевном состоянии (Э. Мацкевич, 2005 г.).

231

Караганники встречаются по ложбинам среди склонов мелкосопчника обычно на тёмно-каштановых почвах, а также по более увлажненным западинам. На северо-востоке Казахстана характерны заросли Caragana frutex, часто образующей густые заросли по ложбинам среди склонов мелкосопочника, в пред­ горьях Алтая и по разливам степных рек. Для Южного Алтая и прилегающих возвышенностей типичны также заросли дикой жёлтой акации (Caragana arborecens). Для пустынных территорий мелкосопочника характерны заросли Caragana balchaschensis.

Более сухие участки занимают таволожники. Они пред­ ставлены зарослями таваложек - Spiraea hypericifolia, S. Crenata. В этих ассоциациях часто большую роль играют ковыли и типчак. Особенно разнообразны таволожниковые заросли с участием Spiraea media, S. trilobata, которые характерны для предгорий Алтая и степных территорий Казахского мелкосопочника.

Розарии чрезвычайно характерны для мелкосопочника Восточного Казахстана и Алтайских предгорий. В степной зоне они не занимают больших площадей. В их составе принимают участие Rosa pimpinellifolia и некоторые другие виды. В горах Тянь-Шаня розарии (из Rosa planyacantha, R. Spinossima) образуют иногда большие заросли с заметной примесью других кустарников и с богатым травянистым покровом.

Миндальники распространены почти исключительно на сухих и щебнистых склонах и в степном Казахстане представлены ассоциациами бобовника - Amygdalus папа и A. Ledebouriana, небольшими участками в мелкосопочнике, на предгорьях Алтая и Тарбагатая.

Ивняки распространены по долинам рек и представлены типичными мезофильными кустарниками. Для степной части Казахстана характерны заросли из Salix sibirica и S. Cinerea, распространенные по мелким западинам с выщелоченными почвами. По речным долинам Salix wiminalis, S. Pentandra, S. triandra. В травяном покрове преобладают луговые и болотные злаки и осоки.

Тугаи широко распространены по речным долинам Южного Казахстана и представлены ивово-лоховыми ассоциациями. Основную роль здесь обычно играют лох или джида (Elaeagnus angustifolia), к которому часто в большом количестве

232

примешиваются различные ивы (Salix songarica, S. Angustifolia и др.). Обычно также немночисленные лианы (Clematis orientalis, Calytegia sepium). В очень густых тугайных зарослях травяни­ стый покров не развит. На более изреженных участках низший ярус состоит из луговых и болотных растительных сообществ. На вторых террасах речных пойм ивово-лоховые тугаи сменяются значительно более ксерофильными чингильниками, представленные Halimodendron halodendron.

В настоящее время со снижением уровня поверхностных вод и строительством водохранилищ тугайные леса сильно изреживаются и теряют свой естественный природный потенциал. Многие ценные виды кустарников приобретают угнетенный вид.

Гребенщиковые заросли представляют собой ассоциации видов рода Tamarix, широко распространненных на солончаках. Это своеобразные ассоциации, образованные кустарниками с чешуеобразными листьями. Они относятся к ксеромезофитам, выносящим сильное засоление почв. Травостой редок и состоит преимущественно из однолетних и полукустарниковых солянок (Salsola, Kalidium,Suaeda).

Криофильно-кустарничковая растительность (тундрового типа) слагается из приземистых криофильных кустарничков (Betula, Salix, Dryas), под пологом которых развиваются мхи или лишайники. Такая растительность встречается только на высо­ когорьях Южного Алтая (хр. Холзун), где находит южную границу распространения.

Эти лишайниково-дриадовые и мохово-березковые ассо­ циации приурочены к высотам, превышающим 2000-2500 м.

Лишайниково-дриадовые ассоциации приурочены, главным образом, к пологим и крутым каменистым склонам северной экспозиции. Здесь господствуют низкий кустарничек - кругло­ листная берёзка (Betula ljtundifolia), небольшой кустарничек-дриадна (Dryas octopetala) и распростёртые на поверхности почвы лишайники (Cetraria islandica, С. Cucullata, Cladohia alpestris). Кроме того, встречаются некоторые травянистые растения (Festuca supina, Роа altaica и др.).

Мохово-берёзковые ассоциации приурочены к пологим и крутым каменистым склонам северной экспозиции. Здесь гос­ подствует низкий кустарничек-круглолистная березка (Betula

233

rotundifolia), которой часто сопутствует небольшая ива (Salix Krylovi). Под их покровом развиваются мхи (Rhitidium rugosus, Polytrichum commune, Hylocomium). На фоне мохового покрова встречаются травянистые растения (Phleum alpinum, Trollius altaicus, Saussurea folisia, qentiana altaica).

Пустынно-полудревесная растительность (саксаульники)

характеризуется преобладанием древовидных и кустарниковых полудревовидных ксерофитов - саксаула белого и чёрного. Интересно, что первые сведения о саксауле относятся к 1771 г. Тогда его описывали как «ель пустыни». Саксаул - один из главных представителей песчаных и такырных пустынь, флагман своеобразных лесов, которые достаточно богаты древесной, кустарниковой и травянистой растительностью - продолжает вегетировать и развиваться в самую сильную жару.

Белосаксаульники с преобладанием Haloxylon persicum и жузгунники с преобладанием жузгуна безлистного (Calligonum aphyllum) распространены повсеместно в крупных песчаных пустынях Сарыесик-Атырау, Мойынкум, Таукум, Кызылкум, а также по берегам рек Сырдарьи и Иле, в районе озёр Балхаш и Алаколь. Среди них наибольшую площадь занимают песчано­ осоковые белосаксаульники, в нижнем ярусе которых почти сплошной покров образует песчаная осока (Сагех physodes). Такие ассоциации характерны больше всего для Кызылкумов. Полынно-белосаксаульные сообщества господствуют в При­ балхашье и в Моинкумах. В верхнем ярусе встречаются многие виды жузгунов и эфедры, которые являются эдификаторами зарастающих песков. На таких зарастающих песчаных массивах доминируют белосаксаульники со сплошным покровом из пустын­ ного мха (Torula desertorum). Саксаул белый хорошо переносит засыпание песком, засухоустойчивее белого саксаула, но менее солестоек, поэтому в понижениях встречается реже.

В результате антропогенной деятельности деградирует травянистый ярус белосаксаульников, вплоть до полного исчезно­ вения, что провоцирует процессы дефляции. Доминантами же остаются только жузгунники, где в нижнем ярусе главную роль играет аристида перистая (Aristida pennata). В примеси этих видов встречаются эфедра и астрагалы.

Чёрносаксаульники распространены на глинистых отложениях,

234

а также на заселённых почвах при некоторой опесчаненности их поверхности по периферии речных долин, с уровнем грунтовых вод около 10 м и глубже. Основу этих ассоциаций составляет чёрный саксаул - Haloxylon aphyllum, достигающий 3-5 и даже 10 м высоты, а подземные побеги способны проникать в почву на глубину до 10-12 м. Древесина чёрного саксаула является прекрасным топливом, поэтому значительные их площади уничтожены вырубкой или изменением уровня грунтовых вод. Изреженные, низкорослые чёрносаксаульники небольшими участками встречаются на гипсоносных гаммадах Устюрта, на щебнистых почвах Бетпакдалы, на глинистых участках дельты р. Иле. На такырах и такыровидных почвах травостой сильно изрежен. Под кронами саксаула группируются эфемеры и некоторые однолетние солянки. При благоприятных почвенных условиях основными эдификаторами могут быть полыни (Artemisia maikara, A. Terrae albae, A. Turanica и др.).

Кроме глинистых и такыровидных почв, чёрносаксауль­ ники встречаются также и на заселённых почвах с неглубокими грунтовыми водами. На слабо заселённых глинистых почвах подкронные участки выделяются изреженностью травянистого покрова и преобладанием одноклетников, переносящих высокую концентрацию воднорастворимых солей.

Пустынно-полукустарничковая растительность харак-терезуется господством ксерофитных полукустарничков, рас­ пространенных на водораздельных пространствах Центрального и Южного Казахстана. По характеру основных доминирующих групп выделяются полынные и солянковые. Кроме различия в составе доминирующих полукустарников, большую роль играет сочетание их с другими растениями. Так, в более мезофильных условиях к господствующим полукустарничкам примешиваются дерновинные злаки, характерные для полупустыни.

На юге Казахстана, где концентрация осадков в зимнее и весеннее время обуславливает пышное развитие эфемеров и эфемероидов, формируются эфемерово-полукустарничковые южные пустыни. В условиях большего увлажнения, чередую­ щегося со значительным высыханием верхних почвенных гори­ зонтов, и обычно с засолением их, к суккулентным полукустар­ ничкам часто присоединяются луговые растения и однолетние галофиты, образуя так называемые «сазовые» пустыни.

235

Эфемеровые пустыни (Мирза-чуль, или Малая Голодная степь, - у границы Казахстана и Узбекистана 40-41° с.ш.) про­ стираются на приподнятых сильно расчленённых пространствах Беклярбекской гряды (Приташкентские чули) одного из отрогов Западного Тянь-Шаня, создающего водораздел между бассей­ нами рек Келес и Арысь. В ландшафтном отношении район чулей довольно пёстрый, но всё же это пустыня. Весною, в апреле, она привлекательна, благодаря густому травяному по­ крову и массе цветущих ирисов, тюльпанов и других эфемеров.

Важно отметить, что в Казахстане произрастает самое большое в мире разнообразие диких тюльпанов (34 вида), в том числе самый дикий на Земле тюльпан Шренка (Tulipa shrenkii). Самые крупные из них (до 50 см) - тюльпаны Грейга и Лемана. Учёные подтвердили тот факт, что именно юг Казахстана и прилегающие к нему районы Средней Азии являются центром происхождения тюльпанов. Основное разнообразие тюльпанов сосредоточено в горах Тянь-Шаня и прилегающих пустынях*.

Наконец, в высокогорных районах, в условиях сухого и холодного климата, распространены некоторые криофиты (особенно характерны лишайники); в этих случаях образуются

высокогорные или холодные пустыни.

Полынные пустыни характерезуются доминантной ролью полукустарничковых полыней (seriphidium), представленных многочисленными видами. Для плакорных местоположений наиболее характерными полынными пустынями являются бело­ полынные с господством Artemisia pauciflora, серополынные с господством Artemisia terrae albae и южнополынные с господством A. herba albae.

Белополынные пустыни концентрируются, главным обра­ зом, в Северном Прикаспии отдельными пятнами и проникают в пределы степной зоны. Они характерезуются наличием в их составе степных злаков (ковылей и типчака). Чёрнополынные пустыни в обших чертах совпадают с ареалом белополынных, но заходят также глубже в пустынную область, встречаясь в

Рассказу об этих прекрасных растениях, об их истории, распространении, необходимости и важности охраны посвящена книга А.А. Иващенко - «Тюльпаны и другие луковичные растения Казахстана» (Алматы, 2005 г.).

236

пределах Южного Казахстана. В отличие от белополынников, распространённых преимущественно на менее соленосных и солонцеватых степных почвах, чернополынники приурочены обычно к солонцеватым почвам. Они часто встречаются на солонцах среди степей и большей частью имеют в своем составе галофильные солянки. Серополынные пустыни широко распро­ странены в центральной и юго-восточной части Казахстана и в пределах республики имеют наибольший ареал. В северной части ареала серополынников встречаются остепненные ассо­ циации с примесью степных злаков, а на юге - с большим участием эфемеров и эфемероидов. Южнополынные пустыни встречаются на южной окраине Устюрта. В них преобладает Artemisia herba albae, к которой в незначительном количестве примешиваются другие ксерофильные полукустарники, а также эфемеры. Для полынных пустынь предгорий и каменистых склонов Западного Тянь-Шаня особенно характерно обилие эфемеров и эфемероидов. Однако имеются также солянково-полынные ассоциации, которые приурочены к грубощебнистым или засолённым почвам, где эфемеры и эфемероиды не развиваются в заметных количествах.

Кроме перечисленных типов полынных пустынь, широко распространенных в определенных районах, преимущественно на плакорных местоположениях, в Казахстане имеется еще целый ряд полынников, приуроченных к незональным место­ обитаниям. Таковыми являются полынные пустыни с господ­ ством Artemisia lessingiana на щебнистых почвах западных окраин республики; полынные пустыни с господством Artemisia sublessingiana на щебнистых почвах Казахского мелкосопочника и предгорий Северного Тянь-Шаня; солончаково-полынные пустыни с господством Artemisia maritima salina, характерные для западной окраины Казахстана; полынные пустыни с господ­ ством Artemisia Schrenkiana на солончаках юго-западной части страны. Песчано-полынные пустыни с господством A. arenaria в Южном Казахстане, которые на юге Устюрта сменяются сантониново-полынными пустынями с господством Artemisia santonina. На юге господствуют ассоциации с Artemisia turanica.

Близкими по характеру к полынным пустыням являются терескеновые пустыни с господством терескена - Eurotia

237

ceratoides, встречающегося кое-где на равнинах и сухих пустынных предгорьях.

Солянковые пустыни характеризуются господством полу­ кустарничковых солянок. Солянки, как правило, господствуют на заселённых почвах, образуя ассоциации на солончаках и солончаковатых почвах Среди солянковых пустынь имеются как более или менее строго приуроченные к определенным место­ обитаниям, так и явно приуроченные к определенным эдафиче-ским условиям. Наиболее часто встречаются сарсазановые пустыни (с господством Halocnemum strobiaceum) на мокрых солончаках. Большое распространение имеют также боялычёвые пустыни с господством Salsola arbuscula, S. laricifolia, развиваю­ щиеся на гипсоносных почвах мелкосопочников, обширных плато и шлейфах конусов выноса. Несколько менее распростра­ нены кейреуковые пустыни с господством Salsola rigida, встречающиеся в районах, почти совпадающих с боялычёвыми.

Значительно более локальными, но играющими в опре­ делённых природных зонах большую роль, являются кокпеко-вые пустыни с господством Atriplex сапа, биюргуновые с гос­ подством Anabasis salsa и тетыровые пустыни с господством Salsola gemmascens. Кокпековые пустыни приурочены преиму­ щественно к корковым солонцам юга степной зоны и северной части пустынной.

Биюргуновые пустыни, появляясь на солонцах и солонча­ ках степной зоны, идут далеко на юг по солончаковым почвам и лишь на крайнем юге пустынной зоны (Устюрт) сменяются пустынями с господством тетыра — Salsola gemmascens. Тетыровые пустыни начинают встречаться уже в центральном Устюрте. По мере движения к югу они приобретают все большее значение и на южном Устюрте являются господст­ вующей ассоциацией.

Среди солянковых пустынь имеют место также поташни-ковые пустыни (с господством видов Kalidium), сурановые (с господством видов полукустарничковых Suaeda), и тсигековые (Anabasis aphylla), обионовые (Obione verrucifera), изеневые (Kochia prostrata), тасбиюргуновые (Nanophyton erinaceum), камфоросмовые (Camphorosma Lessingii и С. Monspeliasum) и другие пустыни, не имеющие, однако, такого большого распространения, как перечисленные выше.

238

В целом, в отличие от полынных пустынь, солянковые пустыни менее разнообразны. Занимая крайние по засолению почвы, они чаще представлены почти чистыми ассоциациями, хотя в виде незначительных примесей среди доминантов (солянок) могут быть встречены и другие растения, обычно связывающие их в непрерывный ряд со смежными полынными пустынями. Так, среди кокпековых пустынь имеют место остеп-ненные ассоциации с примесью типчака и ковылей, в экологиче­ ском ряду сменяющиеся далее остепненными белополынными пустынями. Биюргуновые пустыни часто бывают с эфемерами и эфемероидами, контактируя далее с эфемерово-южнополын­ ными пустынями.

Как полынные, так и солянковые пустыни занимают значительные площади. По шлейфам гор, где почвенный покров на значительных пространствах более или менее однороден, обычно господствует сплошной покров полынных пустынь. Ассоциации солянковых пустынь занимают крупные площади в обширных депрессиях со сплошным распространением солонча­ ковых почв (сарсазанники, биюргуники) или на щебнистых гип­ соносных почвах склонов небольших возвышенностей (боялыч-ники). Однако наибольшее распространение имеют полынно-солянковые комплексы, где пятна полынных ассоциаций чере­ дуются с пятнами полынно-солянковых и солянковых ассоциа­ ций, следуя за микрорельефом и вызванными им изменениями почвенного покрова.

На равнинах Южного Казахстана полынники развиваются на почвах с более глубоким горизонтом уплотнения и меньшим количеством солей; там, где солевой горизонт залегает на глубине 50-60 см формируются боялычёвые ассоциации, а на участках с ещё более высоким уровнем соленосного горизонта (20-30 см) распространены биюргунники. Участки с наиболее «злостных» солончаков занимают сарсазанники, поташниковые ассоциации (Kalidium. foliatum, К. Caspicum) и ассоциации Anabasis aphylla, которые чередуются с биюргунниками на менее засоленных влажных почвах.

Степи характеризуются господством ксерофильных и плотнодерновинных злаков. В пределах Казахстана наиболее распространены степи, слагаемые в основном узколистными

239

дерновинными злаками - ковылями и типчаком. Кроме господ­ ствующих дерновииных злаков, значительную роль здесь играет примесь тех или иных растений, отражающих условия место­ обитания отдельных ассоциаций. В зависимости от этого расти­ тельность казахстанских степей можно разделить на несколько групп.

На севере и в горах при лучшем увлажнении к дерновин-ным злакам присоединяются мезофильные злаки и мезофильное разнотравье. Это луговые и разнотравно-дерновинно-злаковые степи. В центральной части степной зоны исключительное господство получают ксерофильные дерновинные злаки, среди которых в качестве небольшой примеси встречаются ксерофиль-ное разнотравье. Это дерновинно-злаковые степи. В наиболее сухих районах или на солонцеватых почвах характерно появ­ ление ксерофильных полукустарничков —полыней, некоторых солянок. Это полукустарниково-дерновинно-злаковые или опусты­ ненные степи (полупустыни).

Наиболее разнообразны по составу и широко распростра­ нены ковыльные степи со значительным участием типчака (Festuca sulcata). Некоторые ковыльные степи являются основными ассо­ циациями отдельных природных зон. Таковыми являются красно­ ковыльные, ковылковые, тырсиковые и тырсовые степи.

Красноковыльные степи с господством красноватого ковыля (Stipa rubens) характерны для чернозёмов северной части Казах­ стана. В их составе постоянно присутствуют Festuca Sulcata, Stipa capillata и Koeleria gracilis, а также луговые злаки - Bromus inercmis, Poa angustifolia и широколистное мезофильное разно­ травье. Особенно характерны для этих степей крупные зонтичные Peucedanum ruthenicum, P. alsaticum, Libanotis sibirica.

Ковылковые степи (с господством ковылка - Stipa Lessingiana), характерные для тёмно-каштановых почв, занимают более зна­ чительные пространства. В их составе обычно большую роль играют Festuca sulcata, Stipa capillata, S. Sareptana, Koeleria gracilis. Разнотравье в основном немногочисленное и ксерофильное (Linosyris villosa, Pyrethrum achilleifolium). Ковылковые степи типичны также для солонцеватых чернозёмов и иногда занимают участки светло-каштановых почв.

240

Тырсиковые степи с господством Stipa sareptana более всего распространены на светло-каштановых почвах. Это преиму­ щественно опустыненные степи с большим участием полуку­ старничков - полыни, кохии, камфоросмы и др. На менее солонцеватых разностях почв полукустарники иногда совсем исчезают и появляется ксерофильное травянистое и полутравя-нистое разнотравье (Echinops, Ritro, Pyrethrum и др.).

Некоторые ковыльные степи не являются характерными для отдельных природных зон, но в отдельных эдафических условиях чрезвычайно широко распространены в пределах Казахстана. Таковыми являются песчано-ковыльные и тырсовые степи.

Песчано-ковыльные степи с господством песчаного ковыля (Stipa pennata = S.joannis) особенно типичны для песчаных почв. Здесь всегда обильна тырса, (Stipa capillata), а обычный типчак (Festuca sulcata) заменяется песчаным типчаком (Festuca Becker). Соответственно вместо Koeleria gracilis появляется Koeleria glauca. Иногда в их составе участвует еркек (Agropyrum sibiricum) и степная осочка (Carex supina). На песчаных массивах Южного Казахстана в примесях участвует мятлик (Роа bulbosa) и пустын­ ные осочки. Входя в различные подзоны, песчано-ковыльные степи в Северном Казахстане образуют два значительных по площади острова: на западе Костанайской области и на востоке Павлодарской.

Тырсовые степи с доминированием тырсы являются наи­ более распространенными. Ареал тырсы простирается от северных границ Казахстана до предгорий Тянь-Шаня. Во многих случаях тырсовые степи являются вторичными, замещая ковыльные степи на сильно выпасаемых пастбищах, тырса значительно лучше выносит скотосбой. Однако в ряде районов тырсовые степи могут быть и первичными. Так, первичны они в неглубоких депрессиях степной зоны, на многих массивах супесчаных почв разного генезиса, а также на предгорьях Тянь-Шаня и по периферии Зайсанской котловины. На равнинах и в предгорьях юга Алтая в тырсовых степях большую роль играет Festuca sulcata, иногда примешивается Stipa sareptana. В степном травостое Северного Тянь-Шаня из дерновинных злаков господствует только (Stipa capillata). В связи с широким ареалом разнообразен и состав ассоциаций тырсовых степей. По преимуществу это дер-

241

новинно-злаковые степи, почти лишенные иных примесей, но встречаются также и разнотравно-тырсовые степи на супесча­ ных чернозёмах. На сухих предгорьях Северного Тянь-Шаня в составе тырсовых степей большую роль играют полыни, эфемероиды и пустынные осочки.

Наименьшее распространение имеют ассоциации с Stipa Koprshinskyi, распространенные на чернозёмах и тёмно-кашта­ новых почвах. Их ассоциации бедны разнотравьем и слагаются исключительно дерновинными злаками (Stipa Koprshinskyi, Festuca sulcata, Stipa capillata). Степи с господством Stipa kirghisorum распространены на севере Казахстана и в Тянь-Шане. Они развиваются преимущественно на черноземовидных щебнистых почвах мелкосопочников и горных склонах. В составе этих степей большую роль играют Festuca sulcata, Koeleria gracilis, часто встречаются другие ковыли и разнотравье.

Кроме ковыльных, среди дерновинно-злаковых распростра­ нены типчаковые, овсецовые и еркековые степи.

Типчаковые степи характеризуются господством степного типчака или, вернее, ряда близких видов подрода Eufestuca. Типчаковые степи сформированы в результате активной антро­ погенной деятельности и развиваются на интенсивно выпасае­ мых пастбищах. На отделных территориях типчаковые степи представлены первичными ассоциациями и приурочены преиму­ щественно к солонцам и солонцеватым почвам. Наиболее же характерны первичные типчаковые степи для каштановых почв горных склонов Тянь-Шаня, где они часто являются основными растительными группировками. На северных отрогах Тянь-Шаня и Джунгарском Алатау они встречаются среди разно­ травно-ковыльных степей на высотах от 800 до 2000 м. В составе их иногда встречаются ковыли (Stipa capillata, St. kirghisozum), на каменистых почвах St. caucasica, Koeleria gracilis, Phleum phleoides, из разнотравья - Galium verum, Senecio laccobaea, виды Allium и др. Кроме того, встречаются кустарники (Lonicera, Berberis, Cotoneaster). В альпийском и субальпийском поясах Тянь-Шаня типчаковые степи имеют некоторые специфичные высокогорные виды (Cousinia, Geranium, Myosotis, Oxytropis).

Овсецовые степи с господством Avenastrum desertorum харак­ терны для чернозёмных тёмно-каштановых почв равнинного

242

Казахстана. Это преимущественно разнотравно-овсецовые и типчаково-овсецовые степи, встречающиеся небольшими участ­ ками на дресвянистых почвах.

Еркековые степи широко распространены в центральных и южных регионах Казахстана. Доминантом является еркек - Agropyrum sibiricum, произрастающий на светло-каштановых почвах. На западе Казахстана еркековые степи встречаются отдельными массивами на тёмно-каштановых почвах. Их посте­ пенно сменяют песчано-ковыльные степи более северных районов. В примесях участвуют песчаные полыни, пустынные осочки, эфемеры и эфемероиды.

Эфемеровые пустынные степи представлены своеобразной растительностью, характерной только для самых южных окраин западной части Тянь-Шаня. По биоэкологическим особеннос­ тям они занимают промежуточное положение между степями и субтропиками и характеризуются преобладанием эфемеров и эфемероидов. Ритм функционирования природных комплексов сближает их с субтропическими саваннами. В связи с этим Н.И. Рубцов (1952 г.) предложил для своеобразного типа растительности (эфемеры и эфемероиды) употреблять термин

И.В. Выходцева «саванноиды»*. Он также обосновал выделение вариантов «саванноидной растительности»: низкотравные осоч-ково-мятликовые саванноиды (лишь в самой южной части Казахстана —Мирзачуль) и крупнотравные саванноиды - пран-госовые ценозы, где доминируют зонтичный прангос - Prangos pabularia и волосоносный эфемероидный пырей - Agropyrum trichoporum (средние пояса гор Западного Тянь-Шаня, предгорья и низкогорья - южные склоны) и борадачёвые ценозы (южный, приилийский склон Жетысуского Алатау). По всей вероятности, они представляют собой реликтовые образования и являются остатками древних саванн.

Основу их травостоя слагают эфемероиды - Роа bulbosa и Carex pachystylis. Меньшее значение имеют луковичные виды -

До Н.И. Рубцова подобного рода растительность описывалась под разными наименованиями - «эфемеровые пустыни» (Е.П. Коровин и др.), «жаропокоя-щиеся луга» (А.В. Прозоровский), «полусаванны» (ПК. Овчинников), «полу-степь» (М.Г. Попов).

243

Tilipa, Allium, Gagea и многочисленные эфемеры - Malcolmia, Eremopyrim, Astagalus, Trigonella и др. В летнее время такие территории не имеют травянистого покрова, и только к осени на них развиваются некоторые однолетние солянки. Наиболее типичны мятликово-песчано-осочковые ассоциации.

Л уга как тип растительности характеризуются господством травянистых многолетних мезофитов. Относящиеся сюда ассо­ циации распространены во всех районах Казахстана. На севере они занимают крупные площади по водоразделам, а на юге республики - и по горным склонам. В большинстве случаев луга теснейшим образом связаны с лесами и распространяются в степи и пустыни только по речным долинам и впадинам. В горах формирование лугов связано со значительной высотой над уровнем моря, где климат смягчен более низкими летними температурами, большим количеством осадков, а также поверхностными и грунтовыми водами.

Наиболее распространенными являются остепнённые луга. Они отличаются разнообразием по западинам, на террасах реч­ ных долин, в горных территориях. К ним относятся пальчатни-ковые (Cynodon dactylon), ажрековые (Aeluropus littoralis), приуроченные к засоленным почвам. В их травостое встречаютя однолетние и полукустарничковые галофиты. Такие луга харак­ терны для юга Казахстана.

Своеобразную группу составляют крупнозлаковые остеп­ нённые луга из высоких и грубых дернистых злаков. Для южных степей и северных пустынь особенно характерны чиевые (Lasiagrostis splendens) и кияковые (Aneurolepidium turgaicus) луга. Они занимают крупные впадины и широко распростра­ нены на террасах рек.

Луга, образованные криофильными травянистыми много­

летниками, преимущественно развиты в высокогорных районах, где они занимают дренированные склоны и самый верхний пояс (Южный Алтай, Жетысуский Алатау, Алтай, Илейский Алатау и др.). В указанных выше горных районах распространены кобре-зиевые, ожиковые и манжетковые луга.

Кобрезиевые луга характеризуются господством кобрезии (Cobresia Smimovii, С. capilliformis). Они приурочены к дрениро­ ванным древним моренам, периодически обильно увлажняемым

244

талыми водами. Наибольшее распространение кобрезиевые луга имеют в Нарымском хребте, в Сауре, Жетысуском (Джунгар­ ском) Алатау и Тянь-Шане. В густом кобрезиевом покрове обычна примесь полыни (A. rupestris), альпийского мятлика (Роа alpina), лапчатки (Potentilla gelida), живородящей гречишки (Polugonum vivipara), альпийской горечавки (Gentiana tenella), которая, кстати, может продолжать вегетировать даже под снегом. В Западном Тянь-Шане распространена памироалайская кобрезия (Cobresia pamiroalaica).

Ожиковые луга известны на высокогорьях Южного Алтая. В них преобладает ожика (Luzula spicata), к которой примеши­ вается Lagotis glauca, Avena versicolor, Carex tristis, Gentiana altaica и др. Луга характеризуются кочковатостью и лишайнико­ вого покрова.

Манжетковые луга встречаются на юге Алтая, в высоко­ горных поясах Жетысуского (Джунгарского) Алатау и Тянь-Шаня. Здесь преобладает манжетка (Alchimilla vulgaris), к которой присоединяются многие виды высокогорного разнотравья: Polygonum nitens, Anemone narcissflora, Pamassia Laxmanni, Geranium Saxatile.

Установлено повышенное содержание сахара в цветочном нектаре альпийских растений. Этим фактором объясняется отчёт­ ливо выраженное в ряде горных стран тяготение пчеловодства к более высоким поясам гор {И. С. Щукин, О.Б. Щукина, 1959 г.).

Пустынно-однолетняя растительность характеризуется гос­

подством ксерофильных травянистых однолетников и широко

распространена как в степной, так и пустынной зонах Казах-стана. К ним относятся ассоциации однолетних галофитов на солончаках, являющихся одними из первых при заселении растительностью засоленных почв. Большинство из этих ассоциаций функ­ ционируют в условиях периодического избыточного поверхно­ стного увлажнения. К этой группе прежде всего относятся ассоциации солероса (Salicomia herbacea), характер-ной для прибрежной полосы соленых озер и днищ бессточных котловин. Солерос образует густые заросли без примесей других растений. Аналогичные ассоциации создают также однолетние виды шведок (Suaeda prostrata, S. comiculata), петросимоний (Petrosimonia sibirica, P. monandra), солянок (Salsola crassa, S. lanata) и др.

245

Ботанико-географическое районирование* 9

Как уже отмечалось, во «Флору Казахстана» (1956-1966 гг.) вошло 5630 видов папоротникообразных, голосеменным и покрытосеменных растений. Однако,. «согласно последующим уточнениям», как указывается в работе Б.А. Быкова (1975 г.), в этот список было включено только 5239 видов. Характерно, что только 0,3 % (17 видов) флоры - исторически сложившейся совокупности таксонов растений территории - распространены по всему Казахстану. Самый флористически бедный район (полуостров Бузачи) имеет лишь 249 видов, а самый богатый (Жетысуский Алатау) в восемь раз больше - 2021 вид. Сразу же прослеживается общая закономерность - увеличение флористи­ ческих богатств от более молодых западных территорий к гораздо ранее освободившимся от океанских вод Тетиса - восточным.

Эндемичными для Казахстана являются 728 видов (13 %), при этом большая их часть приурочена к горным областям, особенно к Каратау (98 видов), Илейскому Алатау (65), Жеты-сускому Алатау (58), к северной части Западного Тянь-Шаня (35), Шу-Илейским горам (23), Тарбагатаю (22) и Алтаю (18 ви­ дов). За Алтаем следует Балхаш-Алакольский район (17 видов) и другие районы равнин. Наоборот, целый ряд районов не имеет своих эндемов (тобольско-Есильский, Прикаспийский, Букеев-ский, Акпобинский, Северный Устюрт, Бузачи, Мангышлак, Южный Устюрт).

Преобладающими растениями являются многолетние мезо-фильные травы (35,6 %), многолетние ксеромезофильные и мезок-серофильные травы (17,8 %), мезофильные и ксеромезофильные, в значительном числе эфемерные однолетники (16,8%), мезоксерофильные и ксерофильные кустарнички (5,2 %) и кустарники (2,3 %). Среди этих экобиоформ псаммофильных видов - 5%, а галофильных - 3,7%.

В ботанико-географическом отношении территория Казах­ стана разделена (Б.А. Быков, 1975 г.) на три провинции степной

Ботанико-географическое районирование, естественно, не совпадает с физико-географическим, почвенно-географическим, геоморфологическим

246

зоны (Западно-Сибирская лесостепная, Западно-Казахстанская степная (с четырьмя подпровинциями), Восточно-Казахстанская (с двумя подпровинциями) и три провинции пустынной зоны

(Арало-Каспийская с тремя подпровинциями, Балхашская с тремя подпровинциями и Туркменская с двумя, заходящими с юга округами) и три горные области (Алтайская с двумя провинциями, Тарбагатайско-Саурская с двумя провинциями и Тянь-Шаньская с тремя провинциями).

Степная зона. Степной тип растительности господствует от лесостепи до пустынной степи на юге. Значительная часть степи в середине 50-х годов XX века распахана. В настоящее время наибольшие площади занимают ковылковые степи (до 25 млн га). В степной зоне находится около 0,6 млн. га берёзовых и осиновых, а также сосновых (0,5 млн га) лесов. Более 2500 видов высших растений, из них около 80 эндемиков. Характерна общая закономерность нарастания богатства степ­ ной растительности с запада на восток, особенно к алтайскому степному фитоценогенетическому центру. Выявлены три провинции, первая из которых относится к подзоне лесостепи.

/. Западно-Сибирская лесостепная провинция в Казах­ стане занимает лишь небольшую северную часть республики. Берёзовая лесостепь здесь распространена в пониженных частях рельефа. Разнотравно-злаковые (Stipa stenophylla, S. rubens) лу­ говые степи распаханы. По песчаным речным террасам распро­ странены речные боры.

II. Западно-Казахстанская степная провинция предст лена типчаково-ковылковыми (Stipa Lessingiana, Festuca sulcata) и типчаковыми степями на тёмно-каштановых и каштановых почвах, белополынно-типчаково-житняковые и житняково-белополынные (Agropyrum desertorum, Artemisia lercheana) пустынные степи развиты на светло-каштановых почвах. В пределах Кахзахстана около 1275 видов, из них 15 эндемов.

Л. Предуральская подпровинция занимает территорию Общ­ его Сырта. Характерны дубовые колки и типчаково-ковыльные степи. Флора 584 вида.

Б. Зауральская подпровинция представлена берёзовыми колками и разнотравно-типчаково ковыльными степями. Флора 900 видов. Эндемов не имеет.

В. Верхне-Прикаспийская подпровинция начала формиро-

247

ваться в последние тысячелетия (около 8 тыс лет назад), после начавшейся регрессии Каспия. Большая часть степной расти­ тельности представлена весьма разнообразными пустынно­ степными комплексами белополынно-типчаковых, злаково­ белополынных, таволгово-злаковых на светло-каштановых и каштановых почвах, а также чернополынных и камфоросмовых сообществ на солонцах. Преобладают в комплексах то пустын­ ные, то степные сообщества в зависимости от того, насколько далеко зашел ценотический и элювиальный процесс формиро­ вания степной растительности и каштановых почв на бывшем ложе Каспия. Флора 750 видов. Эндемов нет.

Г. Мугоджарско-Тургайская подпровинция представлена типчаково-ковыльными, белополынно-типчаковыми, белополын-но-типчаково-ковыльными и песчаными степями. Для низмен­ ных участков характерны комплексы. Флора имеет 1000 видов, из них 10 эндемов.

Западно-Казахстанская, как и следующая — Восточно-Казахстанская степная провинция, относится к подзоне степей. В Тургайском флористическом районе этой подзоны находится хорошо заметная флористическая граница, здесь, кроме того, имеется явная депрессия в отношении эндемичных видов. Видимо, именно в районе Тургайской ложбины (Тургайского пролива в палеогене) пролегает наиболее чётко выраженная граница алтайско-тарбагатайской экспансии степных элементов флоры, с одной стороны, и понтийской —с другой (Б.А. Быков, 1975 г.).

61. Восточно-Казахстанская степная провинция близка

• Зауральской подпровинции Западно-Казахстанской степной провинции (березовые колки, разнотравно-типчаково-ковыль-ные степи). Южная ее часть довольно значительно отличается от нее —кустарниковые степи имеют гораздо большее разнооб­ разие степных и при этом эндемичных степных ассоциаций. Характерны, в частности, петрофильные сосновые леса на границах. Флора состоит из 1750 видов.

• Тобылско-Ертисская подпровинция занимает разнотравно-типчаково-ковыльные степи на супесчаных почвах и сосновые боры на супесчаных и песчаных почвах Прииртышья. Флора имеет 1200 видов, из которых 5 эндемов.

  • Подпровинция Казахского мелкосопочника представлена

248

кустарниковыми степями особенно на щебнистых вариантах почв, разнотравно-ковыльными степями, сосновыми лесами на границах. Богатая флора состоит из 1577 видов, в том числе 21 эндемичных.

Пустынная зона. Для данной зоны характерен полукустар­ ничковый тип растительности. По долинам рек распросранены туранговые и лоховые тугаи. На песчаных массивах произро-стают кустарники и псаммоксерофильная степная раститель­ ность. От степной зоны довольно чётко ограничена не только характером сообществ, но и особенностями флоры. Наибольшие площади (до 35 млн га) занимают серополынные, а также биюр-гуновые (более 10 млн га) пастбища. Значительная территория (10 млн га) находится под саксаульниками. Флора имеет 2000 видов высших растений. Наблюдается общая закономерность увеличения богатства флоры от очень бедных районов При-каспия к юго-востоку Туранской низменности, где находится и наиболее разнообразная пустынная растительность. Зона разделена на две провинции - Казахстанскую и Туркменскую, которые соответствуют двум подзонам.

IV. Казахстанская пустынная провинция разделяется пять подпровинций.

Л. Северо-Прикаспийская подпровинция сформировалась лишь в последние тысячелетия (около 5 тыс. лет) после регрес­ сии Каспия. Флора бедна - не более 800 видов, эндемов подпро­ винция не имеет. Широко развита комплексность растительного покрова. Кустарниковый ярус на песках беден по флористи­ ческому составу.

Б. Мангистау-Устюрте кая подпровинция занимает лошади серополынных эфемероидно-серополынных пустынь на бурых почвах, часто в сочетаниях и комплексах с солончаковой расти­ тельностью, а также биюргуновых, боялычево-биюргуновых и боялычевых пустынь на бурых и серо-бурых почвах. Флора бедна - около 875 видов, только 2 эндема.

В. Аральская подпровинция представлена эфемероидн серополынными пустынями на бурых почвах, полынно-жузгуново-саксауловыми песчаными пустынями с участием житняка. Боялычники почти отсутствуют. Флора около 960 видов, из которых 11 эндемичны.

249

Г. Бетпакдалинская подпровинция занимает территории с серополынно-боялычевой и серополынной пустыней на бурых, иногда щебнистых почвах, а также с саксауловой древесной растительностью на песках или такыровидных почвах. Сюда же относятся участки песчаных пустынь. Флора включает 1085 видов, из которых 19 эндемов.

Д. Балхашская подпровинция занимает площади песчаных пустынь. Белополынные сообщества распространены на бурых почвах и на сероземах. Флора включает 1296 видов, в том числе

17. эндемов.

V. Туркменская пустынная провинция занимает южные окраины Устюрта и Кызылкумов. Здесь господствуют полынно-солянковые, южные варианты жузгуновых саксаульников с участием зонтичных. Некоторые территории представлены эфемероидно-полынной пустыней. Сюда относятся более 10 эндемов.

Горные области. Высотная поясность горных территорий Казахстана определяет значительное разнообразие типов расти­ тельности и очень резкие флористические отличия от флор степных и пустынных равнинных провинций. Здесь сосредото­

чены массивы тёмнохвойных (более 0,5 млн га) и лиственнич­ ных (0,3 млн га) лесов, горные степи и высокогорные луга (более 4 млн га). На территории страны выделено 3 геоботани-ческие области.

1. Алтайская область находится на границе лесной и степной зон и охватывает территорию южной части Алтая. Флора богата - около 1745 видов, в том числе 12 эндемиков.

• Горно-Алтайская провинция представлена лиственнич­ ными и пихтовыми лесами, высокогорными кустарниками, лугами и гольцами.

Б. Низкогорно-Алтайская провинция имеет набор лесостеп­ ных сообществ с кустарниками и красно-ковыльными степями.

2. Тарбагатайско-Саурская область находится на границе степной и пустынной зон. Флора имеет 1640 видов, из которых 20 эндемичны.

• Тарбагатайская провинция представлена поясом лист­ венничных лесов, реликтовых участков леса из сосен, выше которых распространены кобрезиевые луга в высокогорьях.

250

3. Тяньшаньская область всецело расположена в зоне пустынь.

A. Северо-Тяньшаньская провинция объединяет Жетысуский (Джунгарский), Илейский (Заилийский) и Кунгей Алатау*.

В низкогорьях Жетысуской подпровинции развиты полынно-тырсовые степи, розарии, затем яблоневые и еще хвойные леса. На южных склонах хребтов распространены типчаковые и бородачовые степи. Для высокогорий характерны манжетковые и кобрезиевые луга. Флора очень богата - 2021 вид, в том числе 56 эндемов.

Северо-Тяньшаньская подпровинция представлена низкими предгорьями с тырсовыми степями, выше - лиственными лесами, ещё выше - еловыми. М.Г. Поповым (1935 г.) в окрестностях Алматы особо выделены дикие плодовые заросли, состоящие из дикой яблони Сиверса, дикого абрикоса, барбариса, которые уникальны в своём роде, не имеют аналогов в мировом расти­ тельном сообществе и служат селекционно-генетическим материа­ лом. Их основной массив сосредоточен между Б. Алматинкой и Котырбулакской щелью Илейского (Заилийского) Алатау на высотах 800-1600 м. Типичны высокогорные луга. Флора имеет около 1870 видов, из них 65 эндемов.

Б. Восточно-Тяньшаньская провинция включает хр. Узынкара (Кетмень) и восточные окраины Терскей Алатау. Для провинции характерны кустарниково-разнотравно-типчаковые степи, еловые леса. Высокогорья представлены разнотравно-типчаковой степью и кобре-зиевниками. Флора области небогата - около 930 видов, из них 11 эндемичных.

B. Западно-Тяньшаньская провинция занимает территории западных окраин Илейского (Заилийского) Алатау (Шу-Илей-ские горы) и Киргизский Алатау. Для низкогорий характерны эфемероидные и разнотравно-волосистопырейные степи, а также кустарники и ксерофитные редколесья, высокогорные луга. Характерно, что горы Айтау - единственное в мире место произрастания редчайшего реликтового кустарника -

Геоботаническое районирование Северного Тянь-Шаня впервые проведено Н.И. Рубцовый. - См. его статью в «Известиях АН КазССР». Сер. биология. - 1955.-Вып. 10.-С . 3-27.

251

недзвецкии семиреченской (Nedzwedzkia semireschenskia В. Fedtsch.). Кустарник стал известен науке в 1909 году и назван в честь краеведа В.Е. Недзвецкого. Флора богата — более 2725 видов, из них 197 видов эндемичных.

Важно также обратить внимание и на экстразональную растительность - это, когда растительные сообщества близки к растительности какой-либо зоны, но произрастают вне этой зоны в тех местах, где создаются условия, сходные с зональ­ ными условиями этой зоны. Ярким примером такого рода можно считать вершину горы Мохнатка (2600 м, урочище Медеу). Здесь, у верхнего предела елового пояса, развита разнотравно­ злаковая степь, весьма схожая с северными степями европейской равнинной части России.

Ковыльная степь Мохнатой сопки является не единствен­ ным случаем появления на большой высоте в Тянь-Шане именно степного северного типа растительности. Подобные же участки, только без такого эффектного представителя степи, как ковыль, можно найти на вершине горы Кумбель или Сухого хребта - к юго-западу от Мохнатой сопки (Н.В. Павлов, 1940 г.).

• горных областях Южного Казахстана можно встретить и ядовитые растения. Например, в поясе хвойного леса Северного Тянь-Шаня и Жетысуского Алатау, на крупнотравных лугах, по берегам рек растёт травянистое многолетнее растение - аконит джунгарский (борец, царь-трава, волчий корень) - Aconitum sjjngoricum. Его яд настолько страшен, что одно обладание аконитом в некоторых странах каралось смертью. Здесь же среди лугов и зарослей кустарников растёт травянистое расте­ ние с красивыми цветами - ясенец узколистный (неопалимая купина) - Dictamnus angustifolius. В природе его не трогает даже скот. Если в сырую погоду рвать его фиолетовые цветки, то оно способно вызвать сильнейшие ожоги на коже с долго не за­ живающими ранами.

• настоящее время структурно-динамические особенности растительного покрова Казахстана в значительной степени зависят от воздействия антропогенных факторов, среди которых наибольшую негативную роль играют процессы современной дефляции и водной эрозии, а также токсичные ингредиенты воз­ душной и водной среды. Значительные территории республики

252

подвергаются процессам опустынивания, изучение которых становится неотложной задачей экологов и физико-географов. Для решения проблем опустынивания необходимо установить закономерности развития ассоциаций, динамику на экосистем-ном, биогеоценотическом уровне.

Антропогенные изменения растительности

Антропогенные изменения растительности непосредственно связаны с хозяйственной деятельностью: распашка, сенокоше­ ние, пастбищная и дорожная дигрессия, зарегулирование стока рек, прокладка трубопроводов нефти и газа, неконтролируемые заготовки растительного сырья, пожары, военные полигоны и радиоактивное загрязнение, самодеятельный туризм, техноген­ ные воздействия и др., вызывающие как кратковременные, так и длительные нарушения растительного покрова.

Горные леса существенно пострадали от чрезмерного пере-выпаса скота в результате стравливания живого напочвенного покрова и естественного лесовозобновления. Производившиеся в этих условиях рубки привели к снижению полноты насаж­ дений, нежелательной смене пород. За последние 100-150 лет в Илейском (Заилийском) Алатау нижняя граница елового леса поднялась более чем на 200 м. В Таласском Алатау на водоразделе рек Аксу-Машат полностью уничтожены арчёвые и яблонево-боярышниковые леса. На Алтае произошло значитель­ ное сокращение площадей и запасов пихты и лиственницы

{И.И. Ролдугин, 1999 г.).

За последние 60 лет сократилось биоразнообразие особо ценных видов растений, например, в северных елово-плодовых лесах Жетысуского Алатау на 70 %, а в аналогичных централь­ ных лесах Илейского - на 93 %. За этот же период площадь хвойных лесов в Алматинской области уменьшилась на 30%. Этот процесс сопровождается ухудшением экологической ситуа­ ции, резким сокращением и обеднением генетического фонда лесного биоразнообразия, особенно плодовых, лекарственных и других полезных растений. При таком положении, популяции и даже виды могут исчезать незаметно, что и случается (в начале 60-х годов в результате распашки земель навсегда исчезло

253

прелестное растение - юнона алматинская, которую впервые нашли в окрестностях Чемолгана и Узунагача). Поэтому ряд целебных растений этого региона включён в «Красную Книгу Казахстана» - 1981 г. (яблоня Сиверса, яблоня Недзвецкого, абрикос обыкновенный или урюк, барбарис илийский, шипов­ ник Павлова, тюльпан Колпаковского, тюльпан Островского, ревень Витрока, родиола розовая, жимолость илийская, сморо­ дина Янчевского и др.). Всего в неё занесено 300 видов редких и находящихся под угрозой исчезновения растений Казахстана*.

На леса лесостепной зоны отрицательное влияние оказала распашка вокруг берёзовых колков в период освоения целины, повлиявшая на естественный гидрологический режим территории. Кроме того, используемая многие годы система рубок в берёзовых лесах зоны, рассчитанная на порослевое их возобновление, привела к снижению продуктивности этих лесов.

Происходит усыхание пойменных дубрав на северо-западе Казахстана. В результате зарегулирования стока и нарушения гидрологического режима рек, сельскохозяйственного освоения прибрежных территорий повсеместно значительной деградации подверглись тугайные леса.

Степные боры истощены интенсивными рубками прошлых лет, лесными пожарами. В течение двух последних столетий значительно сократились или были полностью уничтожены ряд сосновых массивов Центрально-Казахстанского мелкосопоч-ника, Тургайской равнины.

Согласно данным государственного лесного фонда на 1 января 2008 г. за последние десятилетия произошло снижение запасов ценных сосновых насаждений на 6,5 млн м3, запасов саксауль­ ников - более, чем на 0,5 млн м .

В связи с участившимися крупными лесными пожарами и недостаточными лесозащитными мероприятиями, ростом опас­ ных очагов вредителей и болезней леса в ближайшие годы можно ожидать снижения общего прироста покрытых лесом площадей, снижение продуктивности лесов, и как следствие, развитие

Более S0 видов растений Казахстана находятся под угрозой исчезновения,

причём треть из них - степные.

254

процессов их деградации, обезлесивания и опустынивания территории республики {И.И. Ролдугин, А.М. Родионов, 1999 г.).

• районах нефтедобычи (Прикаспийская низменность, Западный Казахстан) трансформация растительности имеет необратимый характер, и естественное восстановление её невоз­ можно даже в течение длительного времени после прекращения воздействий. Потеря биоразнообразия растительности на серо­ бурых пустынных почвах с доминированием эфемеров, одно­ летних солянок и полукустарничков составляет с 16-20 видов (фоновое состояние) до 1-5 (сильная степень нарушенности). При этом продуктивность сообществ снижается в 3-5 раз. Пол­ ностью утрачивается их ресурсная ценность вследствие экспансии сорных непоедаемых видов растений, а также нарушается ландшафтностабилизирующая функция растительности из-за смены состава экобиоформ: уменьшение обилия полукустар­ ничков и увеличения фитоценотической роли однолетников. На загрязнённых нефтепродуктами участках резко снижается проективное покрытие почвы растениями (с 40-60 % до 3-5 %). Сильно замазученные участки в радиусе 100-300 м от дейст­ вующих скважин не пригодны для поселения растений. На значительной территории Прикаспия причины потери биоразно­ образия растительности обусловлены химическим загрязнением

(ff.IT. Огарь, JI.JI. Стогова, 1999 г.).

Негативное влияние на состояние растительности оказы­ вают выбросы промышленных предприятий. Повышение кон­ центрации токсичных соединений изменяет физико-химические свойства почв, уничтожает почвенную микрофлору и фауну, нарушает процессы аммонификации и нитрификации. Это вы­ зывает угнетение жизненного состояния растений, замедление скорости их роста, утрату способности семенного размножения

• др. В среднем сильное воздействие дымогазовых эмиссий на растительность наблюдается в радиусе 10-15 км. Аналогичные изменения растительности наблюдаются в радиусе действия объектов теплоэнергетики, но здесь дополнительным негатив­ ным фактором является пыление золошлакоотвалов.

• зоне радиоактивного загрязнения бывших ядерных

255

полигонов (Семипалатинского и Азгир), а также предприятий по переработке урановых руд сформировались техногенные место­ обитания, не имеющие природных аналогов, что вызвало сильное сокращение биологического разнообразия флоры и трансформа­ цию растительности. Так, по данным Б.М. Султановой (1998 г.) на опытно-экспериментальной площадке «Опытное поле» (площадь 320 км ) до начала ядерных испытаний преобладали полынно-типчаково-ковыльные степи (Stipa sareptana, Festuca valesiaca, Artemisia frigida) с участием таволги (Spiraea hypericifolia). В результате ядерных испытаний растительный покров был полностью уничтожен и в настоящее время представлен разреженными группировками зональных и сорных видов. Аборигенные виды флоры претерпевают значительные изменения - варьируют размеры растений, сокращается онто­ генез (неотения), изменяется фенология, появляются уродливые изменения различных органов (тератогенез). Явления неотении проявляются в переходе к цветению и плодоношению в раннем возрасте.

Контрольные вопросы 1. Какие типы растительного покрова имеются на территории

Казахстана?

2. Растительные сообщества каких регионов более эндемичны? Почему?

2. Каковы причины динамичности растительного покрова

степной зоны?

4. Какие доминирующие растительные ассоциации характерны для степной зоны?

5. Какие доминирующие растительные ассоциации характерны

для пустынной зоны?

Задания для самостоятельной работы

1. Проанализировать основные единицы ботанико­ географического районирования.

2. Определить принципы выявления таксономических единиц

ботанико-географического районирования.

3. Дать сравнительную характеристику основных ботанико­ географических провинций.

256

4. Составить ботанико-географический профиль по лини Астана - Алматы; Семипалатинск - Алматы; Уральск - Кызылорда (по выбору).

Рекомендуемая литература

1. Бессчётное П.П., Мальцев С.Н. Редкие и ценные растения Казахстана (деревья и кустарники). - Алма-Ата: Кайнар, 1981. - 224 с.

2. Ботаническая география Казахстана и Средней Азии (в

пределах пустынной зоны / Коллектив авторов/ Под ред. Е.И. Рачковской и др. - C-Пб.: Ботанический институт им. В .Л. Комарова, 2003. - 424 с.

3. Быков Б.А. Региональный анализ флоры и ботанико­ географическое районирование Казахстана //Проблемы освоения пустынь. - 1975. - № 6. - С. 3-15.

4. Быков Б.А. Очерки по истории растительного мира Казахстана и Средней Азии. - Алма-Ата. Наука, 1979.

5. Винтерголлер Б.А. Редкие растения Казахстана. - Алма-Ата: Наука, 1976. - 199 с.

3. Иващенко А.А. Тюльпаны и другие луковичные растения Казахстана. - Алматы: ИД Две столицы, 2005. - 192 с.

   7. Иващенко А.А. Сокровища растительного мира Казахстана. По страницам Красной книги. - Алматы: ТОО Алматыкггап, 2005.

128 с.

8. Кубанская З.В. Солянковые пустыни Казахстана. - Алма-Ата: Наука, 1980.

9. Курочкина Л.Я. Псаммофильная растительность пустынь Казахстана.

-Алма-Ата: Наука, 1978.

10. Курочкина Л.Я. Ресурсы биосферы пустынь Средней Азии

• Казахстана. - Алма-Ата: Наука, 1984.

11. Карамышева З.В., Рачковская Е.И. Ботаническая география степной части Центрального Казахстана. - Л.: Наука, 1973. - 279 с.

12. Кукенов М.К. Ботаническое ресурсоведение Казахстана: Учебник. - Алматы: Еылым, 1999. - 160 с.

13. Лекарственные растения Казахстана. / Отв. ред. М.К. Кукенов. 1992. - 112 с.

14. Павлов Н.В. Ботаническая география СССР. - Алма-Ата: АН КазССР, 1948.-712 с.

257

15. Павлов Н.В. Основные закономерности в растительном покрове Казахстана //Труды 3-й сессии АН КазССР. - Алма-Ата.

\9 4 9 .

16. Растительность степей Северного Казахстана / Под ред. ЕМ Лавренко// Труды Ботанического инстшуга им. B JIКомарова. Серии 3 - Геоботаника. - Л.: АН СССР, 1961. - Вып. 13. - 527 с.

Г л а в а 7

ПОЧВЕННЫ Й ПОКРОВ

Начало систематическому исследованию почв Казахстана было положено экспедициями Переселенческого управления под руководством академика К.Д.Глинки, проведенными в

разные годы первой четверти XX века. К этим исследованиям были привлечены самые известные тогда молодые почвоведы -

С.С. Неуструев, Л.И. Прасолов, А.И. Безсонов, Р.И. Аболин и

многие другие. В эти годы были получены первые сведения о неизвестных ранее почвах. В частности, был описан новый тип светло-бурых почв пустынно-степного пояса предгорий (впослед­ ствии - объединен с типом серозёмов), установлена структура широтных зон и высотных почвенных поясов, выявлены наи­ более перспективные районы для земледельческого использования.

Материалы этих и некоторых других исследований послу­ жили научной основой для создания монографий К.Д. Глинки «Почвы России и прилегающих стран» (1923 г.), «Почвы Киргизской республики» (1926 г.), «Солонцы и солончаки Азиатской части СССР» (1926 г.), Р.И. Аболина «От пустынных степей Прибалхашья до снежных вершин Хан-Тенгри» (1930 г.),

Л.И. Прасолова «Почвы Туркестана» (1926 г.), С. С. Неуструева

«Элементы географии почв» (1933 г.). Глубокие мысли, зало­ женные в этих работах, не утратили своего значения до наших дней.

Первая почвенная карта Казахстана была издана в 1935 году (составители А.И. Иозефович, С.П. Матусевич, А.В. Мухля,

И.А. Безполуденнов) под редакцией академика Л.И. Прасолова. С. П. Матусевич опубликовал работу «Главные зоны и области

259

почв Казахстана» (Проблемы советского почвоведения, 1936 г.

• Сб. 3).

• 30-40-е годы почвенно-географические исследования на территории Казахстана проводили И.П. Герасимов, М.А. Глазовская, Е.Н. Иванова, Е.В. Лобова, которые внесли большой вклад в изучение почвенного покрова республики.

• 1942 г. С.П. Матусевичем и У. У. Успановым был произ­ ведён первый подсчёт площадей почв Казахстана.

• 1946 г. Е.В. Лобовой под редакцией Л.И. Прасолова и И.П. Герасимова была составлена, а в 1948 г. издана вторая почвенная карта Казахской ССР в масштабе 1:2500000.

• 40-м годам XX века в изучении почв выделяется особое научное направление — мелиоративное почвоведение, основа­ телем которого в Казахстане стал академик В. М. Боровский. Фундаментальные разработки В. М. Боровского посвящены теории почвообразования дельтовых равнин, эволюции почв в связи с развитием орошения, определению темпов, характера и направ­ ленности водо- и солеобмена в системе почва-грунтовая вода.

Крупные фундаментальные почвенно-географические иссле­ дования развернулись у нас в 50-60-е годы под руководством

казахстанских учёных - У.У. Успанова, А.И. Безсонова, ДМ. Стороженко, С.И Соколова, А.М. Дурасова, А.А. Соколова.

Важнейшее теоретическое значение имеет и в наше время опубли­ кованная тогда работа У. У. Успанова «Почвенно-географи-ческие зоны и земельные ресурсы Казахской ССР» (Известия АН КазССР, 1967 г. - № 6).

60-е и 70-е годы XX века были наиболее плодотворными в изучении генезиса и географии почв Казахстана. В этот период

Институтом почвоведения АН КазССР были изданы серия монографий «Почвы Казахской ССР» в 14 томах (отв. ред.

• Успанов, В. М. Боровский), третья Почвенная карта Казахской ССР в масштабе 1:2500000 (1976 г., отв. ред.

• Успанов). В эти годы проводились крупные научно-исследовательские работы по мелиорации заселённых почв, изучению процессов эрозии и дефляции почв, их агрогенеза в различных природно-хозяйственных условиях, много внимания уделялось качественной оценке (бонитировке) почв, исследо­ ванию структуры почвенного покрова и мн. др. Результатом

260

этих исследований стали крупные монографии В. М. Боровского, Е. У. Джамапбекова и др. - «Почвы полуострова Мангышлак» (1974 г.), И.Д. Давлятшина и др. - «Бонитировка неорошаемых почв Казахстана» (1976 г.), В. М. Боровского - «Геохимия заселённых почв Казахстана» (1978 г.) и «Формирпование заселённых почв галогеохимических провинций Казахстана» (1982 г.), Р.Д. Джанпеисова - «Эрозия и дефляция почв Казах­ стана» (1978 г.), А.А. Соколова - «Почвы низких и средних гор Восточного Казахстана» (1978 г.), В.Н. Михайличенко - «Гало-генез и осолонцевание почв равнин Северного Казахстана» (1979 г.), М.Е. Бельгибаева, Г.В. Зонова, Э.М. Паракшиной -

«Эколого-географические условия дефляции почв Северного и Центрального Казахстана» (1982 г.) и др.

В последние годы, на рубеже веков, по результатам мно­ голетних исследований изданы монографии «Эрозия почв Заилий­ ского Алатау» (А.К. Алимбаев, Р.Д. Джанпеисов, А.А. Науменко,

1998 г.), «Систематический список горных и предгорных почв Республики Казахстан» (А.А. Соколов, 2003 г.), «Региональные особенности и агрогенез тёмно-каштановых почв Северного Казахстана» (С.Д. Абдыхалыков, А.А. Науменко, 2003 г.).

Основные особенности почвенного покрова

В числе главных и повсеместно действующих факторов почвообразования В.В. Докучаев называл горные породы, климат, растительные и животные организмы (высшие и низшие), рельеф и возраст страны. Кроме этих общих факторов, имеется ряд весьма сильных, но локально действующих - почвенно­ грунтовые и грунтовые воды, поверхностные воды и др. Местами на почвы воздействуют напорные подземные воды, с которыми связано поступление разнообразных химических элементов. Весьма мощный фактор преобразования почв - хозяйственная деятельность человека.

При анализе почвенного покрова Казахстана важнейшее значение имеют три основных закона географии почв - горизон­ тальной зональности, вертикальной поясности и провинциаль­ ности (фациальности). Последняя, как известно, отражает биокли-матические условия почвообразования. Поэтому вследствие

261

более континентального и аридного климата (по сравнению с Европейской частью) почвенный покров равнинной территории Казахстана во всех широтных зонах отличается большей ком­ плексностью. Здесь широко распространены солонцы, солон­ чаки, солоди и другие интразональные почвы, формирование которых обусловлено влиянием засоленных грунтовых вод, материнских пород и историей развития территории. Харак­ терно, что площади солонцов и солонцовых комплексов в степной зоне увеличиваются к югу и занимают от V* среди обыкновенных чернозёмов до почти половины площади в подзоне светло-каштановых почв. Именно на них приходится 90 % от всех засолённых почв. Например, в Прикаспийской низменности солонцы даже преобладают над зональными светло-каштановыми почвами. Интересно отметить, что, по подсчётам В.М. Боровского (1978 г.), соотношение между солон­ чаками и солонцами в степной зоне составляет в среднем 1:50, а пустынной - около 1:3.

Высок удельный вес малоразвитых почв в Казахском мел-косопочнике, Мугоджарах, Зауральском плато и др., а почв легкого гранулометрического состава - на Приертисской равнине. С другой стороны, и зональные почвы из-за своеобразия физико-географических условий их формирования, имеют специфиче­ ские провинциальные особенности как морфологического строения, так и физико-химических свойств. Известно, в частности, что казахстанские черноземы имеют меньшую мощность гумусовых горизонтов, несколько повышенную гумусность, неоднородную окраску (языковатость), а в их профиле обнаруживаются следы реликтового гидроморфизма и солонцеватости.

На юге, где распространены бурые, серо-бурые, такыро­ видные и сероземные почвы, с запада на восток постепенно уменьшается содержание карбонатов в почвенном профиле. Это объясняется особенностями гидротермических условий (более холодная затяжная весна способствует выщелачиванию карбо­ натов), распространением бескарбонатных материнских пород и молодостью пустынного режима.

Одной из отличительных черт почвенного покрова Республики Казахстан является увеличение площади луговых и

262

лугово-болотных почв в пустынной зоне с одновременным увеличением их долевого участия в составе. В. М. Боровский (1978) это явление объясняет наличием здесь заселённых почв широких аллювиальных дельтовых равнин, сформированных работой рек, стекающих с гор Тянь-Шаня, а на западе - дельтой реки Жайык (Урал).

Вполне закономерно, что расширение почвенно-географи­ ческих исследований, углубление и совершенствование их научно-методической основы, многоплановое осмысление новых анали­ тических материалов позволило за последние три десятилетия (уже после издания почвенной карты) существенно пополнить наши знания о структуре почвенного покрова, генезисе и геогра­ фии почв Казахстана, в том числе используемых в земледелии на протяжении последних пятидесяти лет. В частности, приш­ лось отказаться от существования на почвенной карте респуб­ лики одного из подтипов чернозёмов - выщелоченных (южная лесостепь). Кроме того, сложились новые представления о структуре вертикальной зональности и особенностях почвообра­ зования в горах и на предгорных равнинах Казахстана. Здесь выделены и описаны новые типы, подтипы и роды почв (А.А. Соколов, 1981;). В казахстанской части Алтая, например, выделены и подробно описаны горно-таёжные кислозёмы - особый тип холодных и мерзлотных горно-лесных неоподзо-ленных почв.

Почвы равнинных территорий

На равнинной территории Казахстана в направлении с севера на юг представлены все природные зоны и подзоны, характерные для части умеренного пояса Евразии, к югу от под­ золистых почв до Средне-Азиатских пустынь. К ним относятся: 1 - умеренно влажная южная лесостепь с серыми лесными (осолоделыми) и лугово-чернозёмными почвами; 2 - умеренно засушливая степь с чернозёмами обыкновенными; 3 - засушливая степь с чернозёмами южными; 4 - умеренно-сухая степь с тёмно-каштановыми почвами; 5 - сухая степь с каштановыми почвами; 6 - пустынная степь (полупустыня) со светло-каштановыми почвами; 7 - северная пустыня с бурыми

263

почвами; 8 - средняя пустыня с серо-бурыми и такыровидными пустынными почвами, а также большими массивами пустынных песчаных почв.

Значительные изменения претерпевают почвы вертикаль­ ных поясов в горах по направлению с запада на восток, т.е. при переходе от западных отрогов Тянь-Шаня к его северо-восточным дугам (Илейский Алатау) и горам восточных окраин (Калбинский хребет, Алтай и др.).

Разделение территории Казахстана на почвенно-географи­ ческие зоны и подзоны проведено С.П. Матусевичем, У.У. Успановым, Д. М. Стороженко, А.А. Соколовым. Согласно данным Института почвоведения МСХ РК, все многообразие почвенного покрова равнинной территории Казахстана объе­ диняется в 726 почв. На почвенной карте Казахстана (1976 г.) показано 53 знака почв, в т.ч. не выделявшиеся ранее - серые лесные, такыровидные и лиманно-луговые. В систематическом списке на равнинной территории выделен 21 тип почв, из них 4 зональных (серые лесные, чернозёмы, каштановые и бурые) и 17 межзональных и внутризональных. Основные биоклимати-ческие показатели почвенно-географических зон и диагностику зональных почв иллюстрирует таблица 6. Эколого-генетический анализ почвенной карты Казахстана проведён А.А. Науменко (1996 г.).

Подзона умеренно-влажной южной лесостепи занимает очень небольшую территорию (0,4 млн. га) на юге Западно-Сибир­ ской низменности. Разница между количеством атмосферных осадков и величиной испаряемости здесь невелика, и показатель увлажнения близок к единице. В условиях плоского, равнинного рельефа Западно-Сибирской низменности и крайне слабой дре-нированности территории регион отличается повышенной гидроморфностью, широким распространением лугово­

чернозёмных почв.

На дренированных участках и легких породах встречаются серые лесные почвы, которые в ряду зональных почв являются самым северным типом (с подтипами - тёмно-серые, серые и

светло-серые).

264

Таблица 6

Диагностика зональных почв почвенно-географических зон и подзон

____________________равнинного Казахстана_____ ___________ _____

0,62-

0,65

0,53-

0,59

0,40-

0,45

0,32-

0,36

0,28-

0,32

0,22-

0,26

0,11-

0,14

0,08-

0,10

265

Чаще всего на севере встречаются серые лесные осолоделые почвы суглинистого и легко-суглинистого гранулометрического состава. Они формируются под осиново-берёзовыми переле­ сками и колками на суглинках, подстилаемых соленосными глинами. Обычно это небольшие участки, сочетающиеся с лугово-чернозёмными и другими почвами. Содержание гумуса в верхнем горизонте 3-5 %. Почвы обладают неблагоприятными физическими свойствами, характеризуются неблагоприятным водным режимом. Поэтому их нецелесообразно распахивать и лучше оставлять под лесом.

Согласно современным представлениям, лугово-черноёемные почвы эволюционировали из луговых под влиянием улучшения дренажных условий в связи с расчленением залегания грунто­ вых вод или избыточного поверхностного увлажнения в весенний период. Они наиболее распространены в северной части лесо­ степей, где в весенний период грунтовые воды находятся на глубине 2-3 м и в меньшей мере - в колочной лесостепи и степной зоне. Приурочены они к пониженным участкам с глуби­ ной залегания грунтовых вод 3,5-6 м, а также к блюдцеобраз­ ным западинам с избыточным весенним увлажнением за счет талых вод. Почвы отличаются повышенным содержанием гумуса (8-12 %), высокоплодородны, за исключением солончаковых и солонцеватых родов. Используются под зерновые и другие культуры.

Из интразональных почв для лесостепей наиболее харак­ терны солоди, которые приурочены к западинам под берёзовы­ ми и осиново-берёзовыми колками. Развиваются при высоком поверхностном или поверхностно-грунтовом увлажнении. Из-за неблагоприятных физико-химических и водно-физических свой­ ств в земледелии не используются.

Степная зона (площадь 25,3 млн га, 9 % площади Казах­ стана) разделена на две подзоны: 1 - умеренно засушливых степей; 2 - засушливых степей. Зональным типом почв степей являются чернозёмы. Они представлены двумя подтипами - чер­ нозёмами обыкновенными и чернозёмами южными. Сложив­ шиеся здесь биоклиматические условия, состав и свойства материнских горных пород определяют три ведущих процесса

266

степного почвообразования: гумусонакопление, карбонатизация и осолонцевание.

Большая часть черноземов находится в пределах южной окраины Западно-Сибирской равнины и северной части Казах­ ского мелкосопочника, наименьшая - в пределах Сыртовой возвышенности, мугоджарских низкогорий, Зауральского плато, Северо-Тургайской равнины, а также Приертисской равнины.

Чернозёмы обыкновенные (среднегумусные) формируются в умеренно-засушливых степях при наиболее влажном климате (300-330 мм осадков в год) под богато-разнотравно-красноко-выльной растительностью. Площадь подзоны 11,7 млн га, рельеф преобладающей части территории равнинный с частыми западинами. Материнскими породами являются лёссовидные тяжелые суглинки и глины. В таких условиях на плоских верши­ нах увалов на суглинистом субстрате развиваются черноземные почвы с мощностью гумусового горизонта 70-80 см. Содержа­ ние гумуса в них убывает постепенно от 7-8 % в верхней части горизонта А до 4—5 % - в нижней.

Чернозёмы обыкновенные относятся к лучшим плодород­ ным почвам и полностью распаханы. На них в основном возделывают зерновые, а также картофель, овощи и кормовые культуры. На однородных массивах чернозёмов обыкновенных собирают в среднем 16,5 ц/га яровой пшеницы.

Чернозёмы южные (малогумусные) формируются в более засушливом климате со среднегодовым количеством осадков 250-300 мм под разнотравно-красноковыльно-злаковой расти­ тельностью.

Структура почвенного покрова внутри подзоны крайне неоднородна, что вызвано различным геоморфологическим строением ее отдельных частей и разнообразием почвообразую­ щих пород. Неоднородность почвенного покрова проявляется в виде комплексности и сочетаний: площадь подзоны 13,6 млн га, из которых на долю «чистых» массивов черноземов южных приходится около 50 %. Комплексность особенно сильно выра­ жена в пределах Западно-Сибирской низменности, где она возрастает с запада на восток. Проявление комплексности связано с широким распространением засоленных почвообра­ зующих пород и крайне слабой дренированностью территории.

267

Это способствует преобладанию здесь солонцеватых чернозе­ мов южных и незначительному распространению черноземов карбонатных и нормальным (обычных).

• юго-западной части подзоны (Тобыл-Убаганский водораз­ дел) и в ее восточной части (правобережная Приертисская рав­ нина) значительное развитие имеют лёгкие по гранулометриче­ скому составу южные чернозёмы. Они менее гумусированы и выщелочены на значительную глубину.

• пределах Зауральского плато и Кокшетауской возвышен­ ности наибольшее распространение получили щебнистые, неполно- и малоразвитые почвы, а на карбонатных лёссовидных суглинках - карбонатные. Мощность гумусового горизонта черноземов южных составляет в среднем 40-60 см, а содержа­ ние гумуса в верхней его части обычно в пределах 4,6-6,0 %. Южные черноземы полностью распаханы и используются под посевы зерновых культур.

Сухостепная и пустынно-степная зона (площадь 90,4 млн га - 33 % площади республики) каштановых почв. По комплексу гидротермических условий и морфогенетическим показателям тип каштановых почв разделяется на три подтипа - тёмно-каштановых умеренно-сухих разнотравно-типчаково-ковыльных степей, средне-каштановых сухих ксерофитно-разнотравных ковыльно-типчаковых степей и светло-кашта­ новые почв ковыльно-типчаково-полынных пустынных степей (полупустынь). Каштановые почвы представляют собой пере­ ходный тип почвообразования от черноземов к бурым пустын­ ным. Поэтому им присущи доминирующие элементарные процессы черноземов - гумификация с образованием дернины и некоторые признаки, характерные для пустынных почв - близкое залегание карбонатов, гипса, легкорастворимых солей.

Наложение элементов солонцового процесса на зональное проявление дернового - одна из важнейших особенностей почвообразования в зоне сухих и пустынных степей. Солонце-ватость каштановых почв следует рассматривать как явление зонального порядка. Особенно она проявляется в светло-каштановых, а также тяжёлых средне-каштановых.

Для зоны сухих и пустынных степей характерно развитие комплексности почвенного покрова. Каштановые почвы

268

образуют комплексы с солонцами и лугово-каштановыми почвами.

Основная причина высокой комплексности обусловлена микро­ рельефом, который определяет различия водно-солевого режима почв, а также пестроту в свойствах почвообразующих пород, пятнистость растительности и др. Заметным фактором, оказы­ вающим существенное влияние на дифференциацию структуры почвенного покрова сухих степей, является жизнедеятельность животных - землероев. Проникая на глубину 9 м и более, сурки выносят на поверхность десятки тонн (в пересчете на гектар) почвенно-грунтовой массы из глубоких горизонтов почв и подстилающих пород. Этим вовлекаются в биологический кру­ говорот степных природных комплексов невыветрелые первич­ ные минералы, слаборастворимые соединения, что в определен­ ной мере обновляет почвенный покров. На каштановых сугли­ нистых почвах сурчины образуют специфический зоогенный комплекс. Общая площадь сурчин (бутанов) относительно небольшая - около 4-5 % территории плоских водоразделов. Кроме того, в условиях сухих степей широко распространена полигональная комплексность - комбинации педонов (почвен­ ных индивидуумов), которые нарушают кажущееся однообразие почвенного покрова (А.А. Науменко, Г.В. Зонов, 1980 г.)

Тёмно-каштановые почвы умеренно сухих степей зани­ мают площадь 27,7 млн га. Это южная оконечность Западно-Сибирской низменности, северная половина Казахского мелко-сопочника, северные части Прикаспийской низменности, Под-уральского плато, Урало-Мутоджарской горной страны, Тургайского плато, юго-западная часть Приертисской равнины.

Характерно, что в подзоне умеренно-сухих степей нормаль­ ные суглинистые разновидности имеют незначительное распро­ странение. Значительно чаще встречаются карбонатные и солон­ цеватые почвы тяжелого гранулометрического состава. Тёмно­ каштановые карбонатные почвы приурочены к высоким равни­ нам, сложенным с поверхности карбонатными тяжелыми глинами. Кроме того, они часто встречаются по межсопочным пониже­ ниям. Их массивы отличаются чрезвычайной однородностью на больших площадях. В почвах содержится 3,4-4,5 % гумуса. Они полностью распаханы. Урожаи зерновых культур бывают неустойчивые (средние - 10,1 ц/га). Их лимитирует недостаток

269

влаги, а также снижение запасов гумуса, потеря водопрочности почвенной структуры и др.

Тёмно-каштановые солонцеватые почвы однородными массивами встречаются редко, значительно чаще образуют комплексы с солонцами. Подобные комплексы формируются на речных и озерных террасах, по денудационным склонам столовых плато, шлейфам сопок и межсопочным понижениям. Использование этих почв в земледелии затруднено.

Подзона средне-каштановых почв протягивается с запада на восток вдоль южной окраны сухих степей и занимает площадь 24,3 млн га. Полоса этих почв шириной 60-100 км проходит по территории Прикаспийской низменной Подураль-ского плато, Урало-Мугоджарской горной страны, Тургайского плато, Казахского мелкосопочника, значительной части Павло­ дарского Приертисья. Среди средне-каштановых почв каштано­ вые обычные имеют ограниченное распространение. Наиболее крупные их массивы сосредоточены на древнеаллювиальных равнинах правобережной части Ертиса, а также на песчаных отложениях Тургайского плато. На территории Казахского мелкосопочника небольшие участки каштановых обычных почв приурочены к пологим склонам подножий и межсопочным долинам. Содержание гумуса в них 2,5-3,5 %. Более широко в подзоне представлены карбонатные и особенно солонцеватые роды этих почв.

Средне-каштановые почвы используются преимущественно как пастбища, а во влажные годы и как сенокосы. Они частично распаханы под посевы яровой пшеницы, но урожаи неустой­ чивые. На однородных массивах этих почв средняя многолетняя урожайность яровой пшеницы составляет 7,1 ц/га.

Среди каштановых почв сухих степей по межсопочным долинам, надпойменным террасам рек, в понижениях между увалами и при дополнительном поверхностном или грунтом увлажнении - формируются лугово-каштановые почвы. Они характеризуются большей мощностью гумусовых горизонтов и более высоким содержанием гумуса (4-6 %, иногда до 8 %) по сравнению с автоморфными каштановыми почвами. Эти почвы являются лучшими пахотными угодьями сухих степей. Их

270

рекомендуется использовать под посевы яровой пшеницы, проса, под огороды.

Подтип светло-каштановых почв формируется в пустын­ ной степи (полупустыни), которая занимает 38,4 млн га. Эти почвы распространены на Прикаспийской низменности, южной части Подуральского плато, Мугоджар и Тургайского плато, значительной части Казахского мелкосопочника, протягиваясь на восток вдоль подножий Калбинского хребта и Чингизтау к Зайсанской котловине.

Светло-каштановые почвы, формируясь под типчаково-полынной растительностью, приурочены к водораздельным равнинам и склонам, террасам рек, межсопочным равнинам, шлейфам и склонам сопок. Среди светло-каштановых почв наиболее распространены солонцеватые и малоразвитые. Грану­ лометрический состав их весьма неоднороден - от супесчаных до тяжелосуглинистых. На территории Казахского мелкосопоч­ ника очень часто встречаются хрящевато-щебенчатые и камени­ стые почвы. Содержание гумуса в их верхнем горизонте колеблется в пределах 1,5-2,5 %.

Из-за недостатка увлажнения земледелие на больших пло­ щадях без искусственного орошения (регулярного или лиман­ ного) в полупустыне почти невозможно. Средняя урожайность яровой пшеницы на светло-каштановых почвах равна 5,1 ц/га, что экономически не рентабельно. Тем не менее строение, свой­ ства и режимы светло-каштановых почв заставляют относить их к степному типу почвообразования (В. М. Боровский, У.У. Успанов, С.А. Шувалов, 1964 г.).

В зоне сухих и особенно пустынных степей для возде­ лывания кормовых культур применяют лиманное орошение, площадь которого в Казахстане составляет около 900 тыс га (1-е место в СНГ). Очаги регулярного орошения весьма мало­ численны и приурочены в основном к долинам рек.

Пустынная зона занимает около 120 млн га, что составляет почти 44 % территории республики. Эта зона расположена южнее 48-49° с.ш., где годовое количество осадков обычно не превышает 150-170 мм при более чем в десять раз большей испаряемости. Зональный тип почв пустынь Казахстана - бурые почвы. Они представлены двумя подтипами: бурых почв

271

северной солянково-полынной пустыни и серо-бурых —централь­ ной (средней) полынно-солянковой (С.П. Матусевич, 1936 г.;

У. У. Успанов, 1975 г.). Сложившиеся биоклиматические условия, состав и свойства почвообразующих пород определяют специ­ фические особенности пустынного почвообразования. К ним относятся: слабое передвижение продуктов выветривания и почвообразования по почвенному профилю, отсутствие дерно­ вого горизонта, свойственного степному типу почвообразо­ вания, формирование пористой корки и слоеватого подкоркового горизонта, малая мощность гумусового горизонта, невысокое содержание в нем органического вещества и др. В почвах широко развиты карбонатность, солончаковатость, отчасти - гипсоносность, а также слабо выраженная солонцеватость.

Бурые почвы северной пустыни занимают площадь 57,4 млн га (48 % пустынной зоны). В ландшафтно-географи­ ческом отношении подзона охватывает южную часть При­ каспийской низменности, северные окраины плато Мангистау и Устюрт, южные части Подуральского и Тургайского плато, Северное Приаралье, южные окраины Казахского мелкосопоч-ника, предгорные равнины Алтая и Тарбагатая.

Обшей особенностью подзоны является бессточность тер­ ритории, широкое распространение соленосных и карбонатных почвогрунтов, формирование комплексности почвенно-расти­ тельного покрова с большим участием солончаков. По подсчётам В.М. Боровского (1978 г.), площадь заселённых почв здесь составляет 55 % от общей площади подзоны. Для профиля бурых почв характерно слоеватое сложение верхней части гуму­ сового горизонта. С поверхности отслаивается хрупкая пористая корочка (1-3-5 см), ниже которой залегает подкорковый горизонт небольшой мощности. Мощность горизонта А+В в среднем составляет 33-35 см. Содержание гумуса в верхнем горизонте обычно в пределах 1-1,5 %.

Серо-бурые почвы центральной пустыни тянутся широкой полосой южнее 46-47° с.ш. от побережья Каспийского моря на западе до Алакольской котловины на востоке. Площадь подзоны составляет 61,8 млн. га.

Территория подзоны включает природные комплексы пре­ имущественно аллювиально-аккумулятивного происхождения.

272

Зональные серо-бурые почвы встречаются здесь островными массивами, занимая более древние по возрасту и более высокие по уровню поверхности - аридно-денудационные плато, мелко-

9. сопочные возвышенности и делювиально-пролювиальные шлей­ фы, конуса выноса и подгорные покатости гор юга и юго-востока

страны.

Примечательно, что в структуре почвенного покрова под­ зоны серо-бурых почв по сравнению с северной пустыней бурых почв, сокращается доля площади комплексов (всего около 12 %) за счет возрастания сочетаний. При этом солонцы здесь часто замещаются такырами. Засоленные почвы здесь занимают 46 % от общей площади подзоны или 28,9 млн. га. Средняя мощность гумусового горизонта серо-бурых суглинистых почв составляет 30-33 см, а гумуса в среднем содержится 0,7-1,1 %.

Бурые и серо-бурые почвы обладают сходными агропроиз-водственными качествами, представляя в естественном состоянии пастбища, выборочно пригодные для земледелия только при орошении.

В пустынной зоне также распространены однородные, иногда довольно крупные массивы различных интразональных почв. Наиболее характерными зональными представителями их являются лугово-бурые (при глубине залегания грунтовых вод 2-5 м), такыровидные, песчаные пустынные почвы, такыры,

солончаки, солонцы.

Тип такыровидных почв широко распространён в пустын­ ной зоне, особенно в подзоне серо-бурых почв, где встречаются местами довольно крупными массивами на аллювиальных равнинах (обсохших староречьях Сырдарьи, Шу, Иле, Каратала и других рек с глубоким залеганием грунтовых вод (10-15 м и более). Это бывшие пойменные аллювиально-луговые почвы, сильно опустыненные в результате изменения гидрологического режима реки. Почвы занимают плоские пониженные элементы рельефа, включая сухие русла, котловины выдувания, террасы, береговые валы и другие элементы рельефа на слоистых отло­ жениях. Они имеют неполноразвитый профиль, как правило, засолены. Образуются под изреженным покровом саксаулово-солянково-полынной растительности с небольшим участием эфемеров. Содержание гумуса не превышает 1 %.

273

Часть почв используется под пастбища. Главные мероприя­ тия при земледельческом освоении — орошение, борьба с засолением и корко-образованием, удобрение.

На обводненной части дельтовых глинистых равнин пустын­ ной зоны Республики Казахстан сформировались пойменные

(iаллювиально-луговые), лугово-болотные болотные почвы. Грун­ товые воды под ними залегают на глубине 1,5-3 м, реже 5 м, по минерализации - пресные, солоноватые, солёные. Содержание гумуса колеблется от 2 до 6-8 %. Аллювиально-луговые почвы заняты преимущественно посевами зерновых (пшеница, ячмень, просо), овоще-бахчевых культур, кукурузы, клещевины. Лугово­ болотные почвы часто используются под рисосеяние.

Такыры встречаются среди других почв пустынной зоны обычно небольшими участками, протяженностью нескольких десятков или сотен метров. На древних аллювиальных равнинах бассейна р. Сырдарьи площадь их достигает нескольких квадратных километров. Это весьма оригинальные почвенные образования внешне выделяющиеся по своей ровной полиго-нально-трещиноватой поверхности. Они приурочены к неглубо­ ким плоским понижениям и, кроме тонкой пленки кратковре­ менно вегетирующих водорослей, почти лишены другой растительности.

Преобладают такыры глинистые и тяжелосуглинистые, но встречаются и легкосуглинистые. Все такыры карбонатны с поверхности. Карбонатные новообразования у них отсутствуют. Гумус распространяется на глубину 15-20 см, но содержание его не превышает 0,5 %.

Свойства такыров неблагоприятны для возделывания сель­ скохозяйственных культур. Развитие орошаемого земледелия на такырах требует сложной мелиорации: разрушение корки и коренного улучшения водно-физических свойств, рассоления и ликвидации избыточной щелочности, биологической активиза­ ции почв.

Солончаки в пустынной зоне занимают значительные пло­ щади и отличаются большим разнообразием. Формируются обычно на соленосных породах при близком залегании сильно минерализованных грунтовых вод. Различают солончаки типич­ ные, остаточные и луговые. Последние покрыты изреженной и

274

угнетенной растительностью, содержат больше гумуса (1-2 %) и

• профиле имеют признаки оглеения. Использование солончаков

• земледелии возможно только после сложной мелиорации. Основной мелиоративный прием - промывка солончаков прес­ ной водой и дренажные работы. Поэтому солончаки осваиваются лишь там, где это жизненно необходимо.

Интересной особенностью почвенного покрова пустыни и полупустыни является формирование своеобразных лиманно­ луговых почв, распространённых на Казахском мелкосопочнике, Тургайской столовой стране и др. Приурочены они к замкнутым понижениям, в которых на небольших по площади участках (40-60 га) застаиваются стекающие с окружающих пространств поверхностные талые воды. Такие лиманы, покрытые слоем воды 60-80 см, зарастают густой растительностью (из пырея,

ползучего остреца, солодки) и после высыхания (через 20-40 дней) служат прекрасными сенокосами, дающими 30-40 ц/га хорошего сена. Лиманно-луговые почвы развиваются под дей­ ствием резко отличающихся, сменяющих друг друга условий увлажнения, обуславливающих протекание в них восстанови­ тельного, лугового, дернового и пустынно-степного процессов. Они обладают значительной мощностью гумусового горизонта (до 40 см) и содержат гумуса от 3,5 до 7 % и более. Для них характерно отсутствие засоления в верхних генетических горизонтах.

После высыхания лиманов грунтовые воды быстро опу­ скаются до глубины 4-6 м. Почвы лиманов сильно пересыхают, разбиваются глубокими (150-180 см) трещинами на полигональ­ ные участки. В период высыхания и растрескивания лиманно­ луговых почв пырейная растительность на них очень быстро желтеет, теряя кормовые достоинства. Для земледелия эти почвы совершенно не пригодны, так как они на долго заливаются водой и своевременно не могут обрабатываться. Кроме того, площади их незначительны и рассеяны на больших простран­ ствах.

Лиманно-луговые почвы, формирующиеся в крупных запа­ динах (лиманы, лопатины - округлые западины с низкими, плохо очерченными границами, углубление поймы), С.П. Матусевич

275

(1936 г.) называл тёмноцветными, выделяя среди них слитые, солонцеватые, осолоделые.

В настоящее время географо-генетические особенности почвенного покрова равнинной территории казахстанские поч­ воведы изучают не только на зональном уровне, но и на уровне почвенных провинций, округов, районов. Так, территория пустын­ ной зоны бурых почв республики разделена на 13 почвенных провинций и 82 района (Фаизов, 1983 г.). В казахстанской сухо­ степной провинции тёмно-каштановых и средне-каштановых почв с повышенной солонцеватостью выделено 4 почвенных округа - Тур гайский, Есиль-Нуринский, Ерментау-Каркаралин-ский, Силеты-Экибастузский (С.Д. Абдыхачыков, А.А. Науменко,

2003 г.). В Заволжской сухостепной провинции тёмно-кашта-новых и средне-каштановых почв с повышенной гумусностыо выделено 3 почвенных округа - Общесыртский холмисто-возвы­ шенный, Сыртовый эрозионно-возвышенный, Предсыртовый. Работы по почвенно-географическому районированию на низком таксономическом уровне полностью не завершены.

Почвы горных и предгорных территорий

Горные почвы образуют различные ряды высотных поясов, которые наиболее ярко выражены в Северном Тянь-Шане. Многие из горных почв рассматриваются как аналоги равнинных (горно­ каштановые, горные черноземы и др.). Аналогия, однако, является далеко не полной, гак как условия почвообразования в горах имеют специфические особенности, и почвы приобретают особые свойства.

Горные почвы имеют укороченный и слабо дифференциро­ ванный профиль. Для них характерна высокая щебнистость и плохая сортированность почвенного материала. Они обогащены первичными минералами, а доля вторичных невелика. Свое­ образно их гумусное состояние. Содержание органического вещества в них может достигать 15-20 %. Однако в его составе преобладают слабо гумифицированные вещества, много слаборазложившихся остатков. Горные почвы - это группа почв, образующихся в условиях горного рельефа. Ранее все почвы, формирующиеся под влиянием вертикальной зональности.

276

относили к категории «горных» и горному почвообразованию. В результате детальных исследований стало очевидным выделять

почвы предгорных равнин и межгорных долин, сформированных в условиях вертикальной зональности, но равнинного рельефа в особый ряд - предгорного почвообразования.

Согласно А.А. Соколову (1978, 2003 гг.), к собственно горным почвам следует относить только почвы горных склонов

(обычно круче 12-15 °), залегающие в пределах обширных вы­ сокогорных, среднегорных, низкогорных, мелкогорных массивов и высокогорных плато. Горные почвы в этих условиях в основном представлены пастбищными, отчасти лесохозяйственными и сенокосными угодьями. Земледельческое освоение ряда горных почв, обеспеченных осадками, целесообразно лишь при возде­ лывании многолетних культур (в основном плодово-ягодных).

К предгорным почвам относятся те из них, которые формируются на выравненных поверхностях (обычно не круче 12-15 °), залегающие в пределах предгорных (аккумулятивно­ эрозионных, в основном волнистых) и подгорных равнин (акку­ мулятивных, преимущественно плоских), межгорных долин и невысоких плато. Предгорные почвы в своём большинстве используются или могут использоваться в качестве неполивных, в том числе богарных, или орошаемых земледельческих, отчасти сенокосных угодий.

Горные и предгорные почвы в виде гигантской дуги окаймляют южные и юго-восточные окраины Казахстана. Про­ тяжённость этой дуги достигает почти 2000 тыс км, а общая площадь 34 млн га, в том числе 18,1 горных (6,6 %) 15,9 млн га предгорных (5,8 %) почв.

В системе вертикальной зональности почв, по А.А. Соколову (1980 г.), различаются следующие педобиоклиматические регионы со своеобразной зональностью в каждом - Алтайский, Северо-Тяньшаньский и Западно-Тяньшаньский. В каждом из них выделяется несколько горных провинций. Кроме того, обособляется Центрально-Казахстанский регион «островных низкогорий» со своеобразными почвами. Согласно последним данным Института почвоведения им. У.У. Успанова, в пределах горных и предгорных территорий Казахстана выделяется

277

70 почвенных типов, в том числе - 26 зональных, 19 вну-тризональных и 25 межзональных (интразональных) типов почв. Сокращенный систематический список насчитывает 175 выде-лов горных и 350 подразделений предгорных почв.

На Алтае и Саур-Тарбагатае сверху вниз выделяются: 1 - высокогорная тундровая и луговая зона неоподзоленных горно-тундровых почв; 2 —горно-таёжная и лугово-таежная зона

горно-таежных кислых (кислоземов) и горных дерновых почв;

3 - горная и предгорная лесо-лугово-степная зона серых и чернозёмовидных лесных почв; 4 - горная и предгорная степная зона черноземов степных, темно-каштановых и горно-степных почв; 5 - предгорная пустынно-степная - светло-каштановых почв.

В соответствии с ороклиматическими особенностями, свое­ образием вертикальных ландшафтных и почвенных спектров, здесь выделяются следующие горные провинции: Алтайская Северо-Западная, Алтайская Южная, Саур-Тарбагатайская и, условно, Зайсанская (А.А. Соколов, 1978 г.).

На Северном Тянь-Шане, включая Жетысуский (Джун­ гарский) Алатау, прослеживаются: 1 - высокогорная луговая и лугово-степная зона горно-луговых и высокогорных лугово­ степных почв; 2 - горная лесо-лугово-степная зона горно­ лесных темноцветных, горных дерновых, высокогорных лугово­ степных (в верхнем поясе), горно-лесных темно-серых и черноземовидных, горных черноземов лесостепных и горно­ степных почв (в нижнем поясе); 3 - горная и предгорная степная зона черноземов степных и темно-каштановых почв, включая горно-степные почвы; 4 - предгорная пустынно-степная зона светло-каштановых карбонатных почв и серозёмов северных семиреченских. Зональность формируется на фоне средней и северной подзон пустынной зоны. По А.А. Соколову (1978 г.), выделяются: Западно-Тарбагатайская Южная, Барлыкская, Же-тысуская (Джунгарская), Северо-Тяньшаньская и Киргизская горные провинции.

Согласно исследованиям А.А. Соколова, из состава Северо-Тяньшаньского региона выделен особый - Восточно-Тяньшань-ский, отличающийся от первого поздне-весенне-летним и летним максимумом осадков, отсутствием пояса эфемерово-эфемероидной

278

растительности и серозёмов. Установлено, что восточнее р. Шелек (Илейский Алатау) и р. Жаманты (Алакольская впадина) серо­ зёмы не проникают. Они замещаются своеобразными предгор­ ными бурыми пустынными почвами. Вертикальная почвенная зональность формируется здесь по типу центральноазиатской (Восточно-Тяньшаньской), без сероземов.

На Западном Тянь-Шане выделяются: 1 - высокогорная лугово-степная зона высокогорных лугово-степных почв;

2 - горная зона сухих арчовых редколесий, кустарников и крупнотравных полусаванн на горных коричневых и серо­ коричневых почвах', 4 -предгорная зона низкотравных полуса­ ванн на сероземах южных (туранских). Зональность развивается на фоне южной подзоны пустынь. Здесь выделяются две горные провинции - Северо-Каратауская и Западно-Тяньшаньская.

На Казахском мелкосопочнике в пределах «островных низ-когорий» на абсолютных высотах 1300-1450 м заметно проявле­ ние вертикальной зональности. В горах Каркаралы, Кент, Ерментау и др., расположенных в подзоне темно-каштановых почв, Д. М. Стороженко в 50-е годы выделил горно-лесные почвы и горные чернозёмы; в низкогорьях, расположенных в подзоне бурых почв, развиваются горные каштановые почвы. На почвенной карте Казахстана (1976 г.) в названии этих почв вертикального ряда отражено их «низкогорное положение»: низ­ когорные светло-каштановые, низкогорные каштановые и др.

Рассмотрим некоторые особенности географии зональных почв этих горных регионов.

Горно-тундровые почвы не имеют широкого распростра­ нения. Они развиваются в относительно слабо увлажняемых внутренних высокогорьях Южно-Алтайской провинции под травяно-моховолишайниковой и моховоерниковой тундровой растительностью. Эти почвы представлены в основном горно­ тундровыми неоглеенными и тундровыми глеевыми. Для большинства горно-тундровых почв характерна поверхностная оторфованность, наличие маломощных коричневых гумусовых горизонтов, высокая гумусность.

Горно-луговые почвы распространены в достаточно увлажняе­ мых высокогорьях Алтая, Саур-Тарбагатая и Тянь-Шаня под низкотравными альпийскими и субальпийскими лугами.

279

Профиль горно-луговых почв отличается слабой дифференциро-ванностью и небольшой мощностью, редко превышающей 60-70 см. Содержание гумуса до 10-15% и более. Определенные различия в свойствах горно-луговых почв, связанные с биокли-матическими особенностями альпийского и субальпийского поясов, дали основание для их подразделения на горно-луговые альпийские и горно-луговые субальпийские. От горно-луговых альпийских субальпийские отличаются отсутствием сухоторфя­ ного горизонта, несколько более тёмной окраской, лучшей задернованностью, большей мощностью профиля.

Массивы горно-луговых альпийских и субальпийских почв используются как летние пастбища, но они нуждаются в охране путем регулирования выпаса и стимулирования произрастания кормовых трав. При неумеренном выпасе луговая раститель­ ность вытесняется непоедаемыми и ядовитыми растениями, а почвы подвергаются эрозии.

В альпийском и субальпийском поясах широко распростра­ нены высокогорные лугово-степные почвы. Они формируются на крутых и покатых склонах южных и приближенных к ним экспозиций под высокогорной лугово-степной растительностью. Средняя мощность гумусового горизонта 50-70 см. Они харак­ теризуются довольно высоким содержанием гумуса (до 10-15%). Характерно, что эти почвы, особенно на щебнистых склонах, более подвержены эрозионным процессам, чем горно-луговые, что связано с их меньшей задернованностью, повышенной ксероморфностью.

Высокогорные степные почвы встречаются на северных и восточных окраинах Тянь-Шаня. Они развиваются на южных склонах и в сравнительно более ксеротермических условиях, чем соответствующие высокогорные лугово-степныс почвы. Высо­ когорные степные почвы обладают маломощным профилем, сильной щебнистостью. Мошность гумусового горизонта у них 35-55 см, а гумуса содержится 6-9 %.

Горно-таёжные кислые неоподзоленные и слабооподзо-

ленные почвы (горно-таежные кислозёмы) развиваются в среднегорных районах Алтая. Впервые описаны и выделены А.А. Соколовым (1978 г.), который среди них различает холодные и мерзлотные. В группе холодных наиболее распространены

280

горно-таёжные кислозёмы слабопромерзающие дерновые. Они формируются в наиболее увлажняемых среднегорьях северо-западных окраин Алтая под травяными, в основном крупно­ травяными, пихтовниками и субальпийскими травяными кедрово­ лиственничными лесами. Почвенный профиль у них средне-мощный (А + В = 50-80 см), слабо щебнистый, подстилаемый щебнистым рухляком плотных пород. Несмотря на светлую окраску, почвы среднегумусные.

Горно-таёжные кислозёмы силънопромерзающие фор­ мируются в менее увлажняемых и более холодных участках Южного и Центрального Алтая под травяными лиственничными лесами, преимущественно на северных склонах и в нижней полосе среднегорий. В отличие от слабопромерзающих кислозё-мов, они имеют обогащённый органикой поверхностный дерново­ торфянистый горизонт и более тёмный гумусовый.

Горно-таёжные кислозёмы мерзлотные торфянистые рас­ пространены в верхней половине среднегорий Центрального и Южного Алтая, где выпадает значительно меньше атмосферных осадков, особенно зимних. Растительность - лиственничные леса - зеленомошники. Профиль с поверхности имеет торфяни­ стый горизонт. В нижней части первого или во втором метре обнаруживаются глубокие пролювиальные горизонты и льдистая мерзлота. Районы развития горно-таёжных кислозёмов - это лесохозяйственные угодья водоохранного, почвозащитного и, отчасти, лесопромышленного значения.

Горно-лесные тёмноцветные почвы имеют широкое рас­ пространение в Северном Тянь-Шане. Они формируются в поясе травяных хвойных лесов из тяныпаньской ели, преимуще­ ственно на элювиально-делювиальных щебнистых суглинках в условиях сильно расчлененного среднегорного рельефа, где занимают наиболее влажные и прохладные склоны северной экспоции на абсолютных высотах от 1600 до 2700 м (Илейский Алатау) и от 2000 до 2800 м (хребты Торайгыр и Кулуктау).

Сверху у горно-лесных темноцветных почв обычно выде­ ляется маломощная, пронизанная травами рыхлая подстилка. Мощность гумусового горизонта 10-20 см, в котором содер­ жится 15-20 % гумуса.

Леса, произрастающие на горно-лесных тёмноцветных

281

почвах, имеют большое водоохранное, почвозащитное, рекреа­ ционное значение и очень редко служат источником строевого леса.

Горные дерновые почвы (горные лесолуговые) развиваются под разнотравно-злаковой растительностью на безлесных крутых южных и западных склонах среднегорий Алтая в пределах горной лугово-таежной зоны. В Северном Тянь-Шане они встречаются в поясе хвойного леса, преимущественно на менее крутых, безлесных лонах.

Важно отметить, что все ранее рассмотренные почвы пред­ ставлены исключительно своими горными вариантами. Среди почв, характеризуемых далее, встречаются как предгорно­ равнинные, так и горные.

Серые лесные почвы (предгорные) формируются на пред­ горных равнинах и в межгорных долинах Северо-Западного Алтая под крупно-травными осиновыми, реже - березовыми и пихто-мелколиственными лесами, преимущественно на лёссо­ видных породах. Они в основном представлены подтипом

светло-серых оподзоленных, которые имеют мощный гумусовый профиль (до 150-180 см). Почвы характеризуются относительно невысокой гумусностью - 4-6 %. В условиях горного рельефа и свойственных ему двучленных суглинисто­ щебнистых пород широко распространены горно-лесные серые почвы. В низкогорьях Северо-Западного Алтая развиваются

горно-лесные светло-серые почвы под мелколиственными и пихтово-мелколиственными лесами. В низкогорьях Южного Алтая и среднегорьях Саура - горно-лесные тёмно-серые почвы,

которые формируются под травяно-кустарниковыми листвен­ ными лесами. В Илейском (Заилийском) Алатау горно-лесные тёмно-серые почвы встречаются в верхней части фрагментар­ ного пояса мелколиственных лесов и занимают склоны северных экспозиций. Они имеют мощный гумусовый горизонт (А + В = 80-100 см) и содержат 12-14 % гумуса.

Леса, произрастающие на этих почвах, имеют большое водоохранное и почвозащитное значение. В связи с этим здесь нельзя допускать выпас скота, а также сплошные рубки, осуществляя лишь рубки ухода и санитарные.

Чернозёмовидные лесные почвы заметно развиты в высоких межгорных долинах Южного Алтая.

282

Горно-лесные чернозёмовидные почвы распространены в низкогорьях этого региона, а также в Калбинских горах и на Сауре. Эти почвы имеют широкое распространение также в хорошо увлажняемой центральной части низкогорного рельефа (прилавки - от 1200 до 1600 м) Илейского (Заилийского) Алатау. Они формируются под травяно-кустарниковыми осветлёнными лиственничными лесами (Южный Алтай), травянистыми сосня­ ками (Калбинские горы), травянистыми, мелколиственными, яблонево-осиновыми и яблоневыми лесами (Илейский Алатау).

Почвы имеют чернозёмовидный профиль, среднюю или большую мощность гумусовых горизонтов (80—100 см), содержат значительное количество гумуса - 9-15 %.

Образование горно-лесных чернозёмовидных почв, по мне­ нию А.А. Соколова (1984 г.), связано с поселением леса на чер­ нозёмные почвы при изменении климата «в достаточно далеком прошлом». Горно-лесные чернозёмовидные почвы в Ил ейском (Заилийском) Алатау ранее не выделялись. С.И. Соколов (1962 г.) описал их под названием «деграцированные чернозёмы».

Территория распространения серых и чернозёмовидных лесных почв - это в основном водоохранные, лесохозяйст­ венные угодья. Распаханные варианты этих почв используются преимущественно для возделывания серых хлебов, скороспелых и не теплолюбивых овощных культур и картофеля, а также для травосеяния.

Горные чернозёмы лесостепные выщелоченные и типичные

приурочены к нижнему поясу лесо-лугово-степной зоны и развиваются в низкогорьях Северо-Западного Алтая и на высо­ ких прилавках северных склонов Жетысуского (Джунгарского) и Илейского (Заилийского) Алатау. Эти почвы формируются ниже пояса мелколиственных лесов под разнотравно-злако­ выми, крупнотравными, а также кустарниковыми лугами, среди которых могут встречаться отдельные плодовые деревья или плодовые редколесья (в Илейском Алатау). Обычно залегают в экспозиционном сопряжении с горно-степными термоксеро-морфными почвами. Они обладают мощным гумусовым гори­ зонтом (А + В до 80-100 см и более) и высоким содержанием гумуса - 11-15 %.

283

Чернозёмы лесостепные выровненных поверхностей (плато

• межгорных долин) имеют несколько большую мощность, но содержат меньше гумуса по сравнению с горными. Горные чернозёмы лесостепные используются в основном под сенокосы

• пастбища, а чернозёмы выровненных поверхностей, кроме того, под посевы овощных, зерновых и кормовых культур). Одновременно целинные массивы этих почв являются хоро­ шими медоносными угодьями.

Чернозёмы степные. Среди них различаются обыкновен­ ные и южные. Однако их разделение возможно только среди чернозёмов выровненных поверхностей (предгорных равнин, межгорных долин и плато).

Горные чернозёмы степные более распространены, чем их равнинные аналоги: Северный и Южный Алтай, Калбинский хребет, Саур-Тарбагатай, Джунгария, Илейский Алатау. В пред­ горьях Джунгарии и Северного Тянь-Шаня они приурочены к прилавкам. Местами, в области развития внутригорных сухих котловин, горные чернозёмы поднимаются вплоть до субаль­ пийского пояса (Южный Алтай, восточная часть Илейского Алатау). Эти почвы развиваются в поясе горных разнотравно­ злаковых, часто кустарниковых, умеренно увлажняемых и засушливых степей на склонах северных экспозиций. Почво­ образующими породами служат мощные толщи лёссовидных суглинков. Они имеют мощный гумусовый горизонт 60-70 см и содержат 5-10 % гумуса.

Важно отметить, что чернозёмы обыкновенные южные пред­ горных равнин, межгорных долин и плато менее гумусированы, чем соответствующие им горные.

Массивы горных чернозёмов степных обычно исполь­ зуются как среднепродуктивные пастбища и сенокосы, отчасти

• как медоносные угодья. Здесь необходимо максимально сокра­ тить выпас скота, компенсируя это развитием сенокошения, ограничить земледельческое использование территории, но раз­ вивать неполивное горное садоводство на террасах и задерно­ ванных склонах.

Предгорные чернозёмы обыкновенные и южные исполь­ зуются в пашне на богаре (зерновые, зерно-фуражные и кормо­ вые культуры). Там, где позволяет рельеф, на них возделывают

284

овощные, плодовые, зерновые и кормовые культуры на поливе. Однако орошение возможно лишь при тщательном соблюдении противоэрозионных мероприятий и возделывании преимуще­ ственно многолетних растений.

Горные коричневые почвы Западного Тянь-Шаня обра­ зуются в условиях среднегорного и низкогорного рельефа, преимущественно на склонах северных экспозиций в пределах 1100-2200 м. В среднегорье их также можно встретить на восточных, реже - западных и южных склонах. В нижней части зоны почвы развиваются под пырейно-разнотравной раститель­ ностью с кустарниками (шиповник, боярышник и др.), а в верхней - редкостойными зарослями клена, яблони, ясеня, арчи, кустарников, более богатой разнотравной растительностью. Характерно, что количество осадков изменяется в широких пределах - 400-900 мм, при повсеместной сосредоточенности их в зимне-весений период. Горные коричневые почвы хорошо задернованы. Гумусовый горизонт (А + В) имеет мощность 60-100 см и в нем содержится 5-8 (10) % гумуса. Используются, в основном, как пастбища и сенокосы, а местами могут быть использованы и для неполивного горного садоводства.

Коричневые почвы предгорных равнин и межгорных долин, являясь аналогами горных коричневых почв и развиваясь на более мощных рыхлых породах, отличаются меньшей гумусно-стью (4-6 %). По гранулометрическому составу преобладают тяжелосуглинистые разновидности. Широко используются в богарном земледелии.

Этому благоприятствует хорошая обеспеченность коричне­ вых почв атмосферными осадками и их высокое плодородие. Большинство пахотных угодий, расположенных на коричневых почвах, нуждается в соблюдении противоэрозионной агротех­ ники. Массивы этих почв, малопригодные для земледелия по рельефу, служат сенокосными, отчасти, пастбищными угодьями,

• С. Неуструев (1908 г.) называл эти почвы чернозёмами

черноземовидными и каштановыми, И.П. Герасимов и С.П. Матусевич (1945 г.) бывшие чернозёмы и каштановые почвы предложили относить к новому почвенному типу - коричневому.

285

Горные серо-коричневые почвы Западного Тянь-Шаня формируются в условиях среднегорного и низкогорного рельефа на склонах, главным образом, южных и западных экспозиций под кустарниковыми злаково-крупнотравными полусаваннами, иногда с редкими деревьями арчи и боярышника. Мощность гумусового горизонта (А + В) колеблется в пределах 60-100 см, а содержание гумуса 2-3 %, иногда до 4-5 %.

Массивы горных серо-коричневых почв используются в качестве пастбищных и сенокосных угодий. В будущем на них возможно развитие неполивного садоводства.

В Западном Тянь-Шане серо-коричные почвы распростра­ нены на высоких увалисто-волнистых равнинах Боролдая, Аксу-Джабаглинских гор, Угамского и Каржантауского хребтов, а также местами в межгорных долинах Каратау. Они фор­ мируются под крупнозлаковыми полусаваннами, в составе которых преобладает пырей волосистый и ячмень луковичный, местами встречаются другие эфемеры и эфемероиды, а также саванноидное цветущее крупное разнотравье (девясил, эрему-рус, зопник, коровяк и др.). Есть также отдельные деревца боярышника и некоторые кустарники (миндаль, шиповник и

др)-

Серо-коричневые почвы в основном являются хорошими богарными пахотно-пригодными землями, достаточно обеспе­ ченными атмосферными осадками для возделывания зерновых, некоторых бобовых (люцерна и др.) и плодовых культур, но нуждаются в противоэрозионной агротехнике. Массивы этих почв, неблагоприятные для земледелия по условиям рельефа, используются как сенокосные и отчасти пастбищные угодья, а выравненные участки (при условии тщательного соблюдения противоэрозионных мероприятий) пригодны для поливного зем­ леделия. В условиях полива здесь могут возделываться разно­ образные культуры, в т.ч. различные плодовые и виноградники, но для возделывания хлопчатника недостает тепла. Эти почвы, ранее здесь выделявшиеся как светло-каштановые, тёмно-серые горные или тёмные серозёмы, Г.А. Жихарева, А.Б. Курмангадиев, АА. Соколов (1969 г.) рассматривают в качестве самостоятель­ ного почвенного типа - серо-коричневые — промежуточного

286

между формирующимися выше по рельефу коричневыми и нижезалегающими сероземами.

В предгорных и горных районах Казахстана тип кашта­ новых почв подразделяется только на два подтипа - темно­ каштановые и светло-каштановые. Они приурочены к районам с количеством осадков 300—400 мм, но с менее засушливым, чем в областях развития сероземов, летним периодом. Эти почвы имеют отчетливо выраженный гумусовый горизонт мощностью 50-65 см (темно-каштановые) и 45-55 см (светло-каштановые). В тёмно-каштановых почвах содержится 3-5 % гумуса, светло-каштановых - 2-3 %. Каштановые почвы формируются в западной и восточной частях Илейского (Заилийского) Алатау, Киргизском Алатау, Калбинском и Нарымском хребтах.

Предгорные варианты этих почв широко распространены на предгорных равнинах и в межгорных долинах Илейского (Заилийского) Алатау, Джунгарии, Калбинского и Нарымского хребтов, а так же Саура, Тарбагатая и др. Здесь каштановые почвы обычно не засолены и не солонцеваты.

Массивы предгорных темно-каштановых почв исполь­ зуются под посевы зерновых и зернофуражных культур. При поливе здесь могут возделываться также овощные, технические, плодоягодные, кормовые культуры.

Предгорные светло-каштановые почвы имеют Вполне удовлетворительные для земледелия свойства, но находятся в зоне недостаточного увлажнения. В богарных условиях на них возделываются зерновые культуры, урожаи которых невысоки и всецело зависят от погодных условий года. При соответствую­ щих физико-географических условиях используются в поливном земледелии.

Горные каштановые почвы - это в основном пастбищные, отчасти малопродуктивные сенокосные угодья.

Серозёмы распространены в Северо-Тяньшаньском и Западно-Тяньшаньском регионах и являются здесь первой ступенью вер­ тикальной зональности. Они покрывают в основном предгорные наклонные равнины. Наиболее распространенными почво­ образующими породами серозёмной зоны являются лёссы и лёс­ совидные суглинки, часто подстилаемые валуно-галечниками. Высотное положение серозёмов на территории Казахстана

287

варьирует обычно в пределах 200-700 м над уровнем моря. В центральном секторе Илейского Алатау, например, они зани­ мают высоты 450-650 м, а к востоку (до р. Шелек) и западу из-за возрастающей сухости поднимаются выше.

Серозёмы формируются в специфических условиях гидро­ термического режима, для которого характерны два различных периода: короткий влажно-теплый (при глубоком промачивании почв - на 1,0-1,5 м зимне-весенними осадками) и длительный летний жарко-сухой. Среднегодовое количество осадков из­ меняется от 170 до 350 мм.

В Казахстане выделяется два подтипа серозёмов: серозёмы

обыкновенные (типичные) и серозёмы светлые.

Серозёмы обыкновенные развиваются в области предгор­ ных равнин Каратау, Таласского и Киргизского Алатау, запад­ ной и центральной части Илейского Алатау. На востоке отдель­ ными участками встречаются у южных подножий Жетысуского Алатау. Они формируются под полынно-эфемероидными ассо­ циациями растительности (опустыненными полусаваннами - по П.Н. Овчинникову). Почвы характеризуются средней мощностью гумусового горизонта (А + В) - 40-50 см. Содержание гумуса в верхнем горизонте варьирует в пределах 1,5-2,0 %.

Серозёмы обыкновенные являются удовлетворительными пахотнопригодными землями, заметно уступающими по естест­ венному плодородию светло-каштановым почвам. Они залегают крупными однородными массивами, что является положитель­ ным фактором при их земледельческом использовании. Почвы не засолены (в условиях богары). На них возможна богарная культура зерновых, но это «зона рискованного земледелия» (необеспеченной богары). В условиях орошения здесь возделы­ ваются и получают хорошие урожаи технических (сахарная свекла, табак), зерновых, плодово-ягодных, бобовых, бахчевых и других культур. Массивы этих почв, непригодные для земледелия, используются как низкопродуктивные пастбищные угодья. Серозёмы Северного Тянь-Шаня часто называют северными или семиреченскими (малокарбонатными), а Западного - южными или туранскими.

Серозёмы светлые распространены на абсолютных отмет­ ках 300-350 м предгорных равнин Северного и Западного Тянь-

288

Шаня. Они формируются на более легких почвообразующих породах (легкие суглинки, супеси), под более бедной и сильно опустыненной растительностью. Почвы не засолены, однако содержат меньше гумуса (1,0-1,5 %), имеют меньшую мощность гумусового горизонта, отличаются более слабой дифференциа­ цией профиля и худшим естественным плодородием по сравнению с серозёмами обыкновенными. Характерно, что среди сероземов светлых наиболее распространены супесчаные разновидности.

Серозёмы светлые используются в земледелии только при орошении, а неорошаемые их площади - как весенние и зимние (на отгонных участках) низкопродуктивные пастбища. При ис­ пользовании данных почв важно соблюдать комплекс мероприя­ тий по защите их от дефляции и ирригационной эрозии.

Из интразональных почв сероземной зоны на подгорных равнинах широко распространены почвы сазового комплекса. В него входят почвы разной степени гидроморфности, различной выраженности солонцеватости и солончаковатости. Наиболее характерный и самый распространенный тип сазовой полосы - лугово-серозёмные почвы. В этом типе различают незаселённые и солонцеватые (солонцевато-солончаковые). Далее выделяются

луговые (собственно сазовые), лугово-болотные, болотные солонцы и солончаки.

Полугидроморфные и гидроморфные сазовые почвы в силу хорошей влагообеспеченности и гумусированности (в 2-3 раза больше, чем в зональных каштановых и серозёмах) наиболее благоприятны для выращивания сахарной свеклы, овощей, кукурузы, пшеницы, трав. Считается, что самыми подходящими для выращивания сахарной свеклы здесь являются сазовые луговые и лугово-серозёмные незасоленные почвы при глубине грунтовых вод 3-5 м. В Казахстане имеется большой опыт высоко производительного использования незаселённых и неза­ болоченных сазовых почв. Их по праву считают «золотым дном» Семиречья. Однако большие площади сазовых почв исполь­ зуются еще непродуктивно - как пастбища невысокого качества.

В районах недостаточного оттока грунтовых вод возможно вторичное засоление, что требует строгого режима водопользо­ вания. Лугово-сероземные солончаковатые и глубоко-солонча-коватые почвы целесообразно осваивать на фоне дренажа.

289

Наиболее четко и ясно, как уже отмечалось, вертикальная зональность выражена на северном склоне Илейского (Заилий­ ского) Алатау (центральный сектор). На примере этого хребта предлагается проанализировать основные диагностические признаки почв высотных поясов (табл. 7).

Таблица 7

Диагностика зональных почв высотных поясов Илейского Алатау

1. Высокогорная луговая и лугово-степная зона

Горно-луговой и лугово-степной альпийский -

2800-3200 м;

горно-луговые альпийские