2015-03-20
1952
С 15 в. – накопление сведений о Казахстане в русской литературе. Они отражены в «Большом чертеже» - карте Московского государства с прилегающими территориями (1552 г.).
1699 г. – «Чертежная книга Сибири» С.У. Ремезова – первый русский атлас, охватывающий большую часть территории Казахстана.
1715-18 гг. – посланная Петром I экспедиция Бековича- Черкасского на Каспий исследует побережье п-ва Мангышлак.
1762 г. – вышел первый научный труд по географии Казахстана – «Топография Оренбургская» П.И. Рычкова.
Академические экспедиции 1768-74 гг.: междуречье Волга-Урал изучают П.-С. Паллас, И.И. Лепехин и И.П. Фальк; п-ов Мангышлак – С.Г. Гмелин; бассейны Иргиза и Тургая – Н.П. Рычков; Прииртышье – П.-С. Паллас; Алтай – Н. Соколов.
Профессор Казанского университета Э.А. Эверсман в 1820-е гг. изучал природу плато Устюрт, опубликовал «Естественную историю Оренбургского края» в трех томах.
1829 г. – Прикаспий и Алтай посетил А. Гумбольдт, издавший в 1843 г. книгу «Центральная Азия» (с крупными ошибками).
1827-72 гг. – Г.С. Карелин занимался картированием и сбором коллекций флоры и фауны в Прикаспии, на Алтае и в Джунгарском Алатау.
1845 г. – организация ИРГО – Императорского Русского географического общества.
1848 г. – начаты первые метеорологические наблюдения в Казалинске.
1848-63 гг. – А.И. Бутаков производит съемку Аральского моря и его берегов, составляет первую карту Арала.
П.П. Семенов в 1856-57 гг. первым из европейцев проник в Центральный Тянь-Шань, опроверг гипотезу Гумбольдта о вулканическом генезисе этих гор, описал вертикальную поясность природных зон на северном склоне Заилийского Алатау, установил, что р. Чу не вытекает из оз. Иссык-Куль. Его книга «Путешествие в Тянь-Шань» из дана в 1946 г.
1856-58 гг. – Ч.Ч. Валиханов изучает Заилийский край и совершает путешествие в Кашгарию.
Н.А. Северцов в 1857-58 гг. исследует флору и фауну Приаралья, низовьев Сырдарьи и хр. Каратау, в 1864-68 гг. – изучает Тянь-Шань, Заилийский Алатау, долину Таласа, оз. Иссык-Куль. Его книга «Путешествие в Туркестанский край» издана в 1947 г.
С 1875 г. геолог И.В. Мушкетов исследует Тянь-Шань, Джунгарский Алатау, Кызылкумы. В 1884 г. вместе с Г.Д. Романовским составил первую геологическую карту Туркестана и схему орографии гор Средней Азии.
1871 г. – инж. Я. Демченко предложил проект о смягчении климата аридных территорий путем переброски вод Оби через Тургайскую ложбину.
1890 г. – начаты первые гидрологические наблюдения на р. Иртыш.
В 1899-1902 гг. Л.С. Берг исследовал Арал, периоды изменения его уровня связал с колебаниями климата, изучал рыболовство на Сырдарье, в 1908 г. издал монографию «Аральское море».
1903 г. – американский геолог и географ У.М. Дэвис посетил Семипалатинск и Верный, исследовал передовые хребты Тянь-Шаня.
В 1908-14 гг. работают почвенно-ботанические экспедиции ПУ МЗИ при участии С.С. Неуструева, Л.И. Прасолова, А.И. Безсонова. Растительность Алтая, Заилийского Алатау, Прикаспия изучал А.Н. Краснов, давший классификацию пустынь Туранской низменности. В трудах этих ученых анализируются взаимосвязи между различными компонентами ландшафтов, рассматриваются вопросы природного районирования.
В 1896 г. С.Е. Дмитриев начал изучение ледников Джунгарского Алатау, а в 1902 г. – Заилийского Алатау.
После 1917 г. для развития производительных сил начаты всесторонние исследования страны, особенно – в области геологии. Здесь работали известные геологи А.Е. Ферсман, О.Н. Наливкин, И.И. Бок, Н.Г. Кассин, Н.Н. Костенко, К.И. Сатпаев и мн. др.
1933 г. – создано КазУГМС.
В 1932 г. организована казахстанская база АН СССР, преобразованная в 1939 г. в Казахский филиал АН СССР, в рамках которого создан сектор географии, ставший центром географического изучения Казахстана.
В годы ВОВ географические исследования перестроились в интересах фронта. Тогда многие сотрудники ИГ АН СССР работали в Алма-Ате, а сектором географии руководил Н.Н. Баранский.
После ВОВ в 1946 г. создана АН КазССР. Открываются новые месторождения угля, нефти, фосфоритов, полиметаллов; изучаются природные условия и ресурсы гор и пустынь. Издаются монографии «Казахстан» (М., 1950) и «Очерки по физической географии Казахстана» (Алма-Ата, 1952).
В связи с освоением целины (с 1954 г.) проводились исследования синоптических процессов, теплового баланса атмосферной засухи, ветровой эрозии, отраженные в монографии «Климат Казахстана» (1959).
В 1960-80 гг. П.П. Филонец и Т.Р. Омаров составили кадастр озер страны, а П.А. Черкасов и Е.Н. Вилесов – каталоги горных ледников, изданы выпуски «Ресурсов поверхностных вод», Атлас Казахской ССР (в двух томах). А.В. Чигаркин, Г.В. Гельдыева, Л.К. Веселова, Г.М. Джаналиева изучали природные и антропогенные ландшафты страны; И.В. Северский, В.П. Благовещенский – снежные лавины; Н.Н. Пальгов, П.А. Черкасов, К.Г. Макаревич, Е.Н. Вилесов – ледники: благодаря их исследованиям ледник Туюксу стал самым изученным на Земле.
В 1985 г. в системе НАН РК организован Институт географии. Один из реализованных в ИГ проектов последнего времени – создание уникального Национального атласа Республики Казахстан (2006).
Жизнь и деятельность этих и др. ученых отражена в книге Е.Н. Вилесова и А.А. Науменко «Географы ХХ века на казахстанской орбите» (1998).
Лекция 3. Геологическая история и палеогеография. Геологическое строение. Докембрийская и палеозойская группа осадочных и изверженных пород.Отложения мезозоя. Палеогеография неогена и четвертичного периода.
Территория Казахстана охватывает западную часть Урало-Монгольского складчатого пояса палеозоид, располагаясь вместе с Алтае-Саянской областью на изгибе субширотных Монголо-Тянь-Шаньских структур на меридиональные Уральско-Западно-Сибирские. Только на крайний юго-запад заходят ранние киммериды Мангистауской зоны Средиземноморского пояса. Запад Казахстана занимает Прикаспийская впадина, рассматриваемая уже в составе Восточно-Европейской платформы. На палеозоиды Урало-Монгольского складчатого пояса, сформировавшего новую континентальную кору, наложен мезозой-кайнозойский платформенный чехол с зонами и тектоническими структурами киммерийской и альпийской активизации. Урало-Монгольский пояс палеозоид заложился при деструкции эпирифейской платформы, сформировавшейся к концу рифея. Заложение и начальное формирование Урало-Монгольского складчатого пояса происходили в несколько этапов, все более расширяющих его границы, которые в конечном счете определили его положение между Восточно-Европейской, Сибирской и Катазиатской платформами. До 70-х годов XX столетия господствовала геосинклинальная парадигма. Мобилистские идеи, проникшие в геологическую среду в 70-х годах, были восприняты большинством геологов. Наряду с этим часть тектонистов отрицательно отнеслась к плейттектонической гипотезе и продолжала исходить из принципов и понятий геосинклинальной теории. К их числу относятся крупнейшие исследователи Казахстана (Н. А. Афоничев и др).
Урало-Монгольский пояс и его Казахстанско-Тянь-Шаньская часть, заключенная между Восточно-Европейской, Катазиатской и Сибирской платформами, являлся на протяжении всего палеозоя сложно развивавшейся, но единой мегасистемой с тесно увязанными составными частями. Урало-Монгольский пояс представляет собой планетарного масштаба подвижную геотектоническую зону, возникшую при раскалывании обширных континентов. Подобные внутриконтинентальные подвижные зоны являются тектоническими структурами того же планетарного ранга, что и океаны и платформы. Крупным океаническим бассейнам в подвижных поясах отвечают рифты или их серии, образующие зоны рассеянного спрединга. Другая характерная черта подвижных поясов - огромная мощность вулканогенно-осадочных и терригенных отложений, пестрота, контрастность и изменчивость фаций. Подвижные пояса являются, как и океаны, продуктом эндогенных процессов. На первых стадиях заложения подвижного пояса преобладают мантийные элементы, которые сменяются известково-щелочными и субщелочными магматическими породами. Мобилистский подход к пониманию развития и взаимоотношения геологических (тектонических) элементов позволил установить существование крупных горизонтальных перемещений в земной коре как следствие эндогенных процессов.
На протяжении палеозоя произошло несколько фаз сжатия. Одной из крупнейших деформаций Казахстанского сегмента являлось западное сжатие уже существовавших субширотных тектонических структур с образованием меридиональной Трансказахстанской зоны сжатия-растяжения, повлекшей резкое расхождение Чингиз-Бозшаколь-Ерментауских и Джунгаро-Шу-Илийских структур соответственно к северу и югу, что послужило началом формирования позднекаледонско-герцинской Джунгаро-Балхашской тектонической мегазоны, системы островодужных и континентальных вулкано-плутонических поясов и междуговых прогибов. В эту систему деформаций входит начальный сдвиг, следующий с востока по Чингизтау Спасской зоне и далее на запад-северо-запад по современной южной границе Тенизской впадины. Этот правосторонний сдвиг пересек субмеридиональную Ерментаускую зону формаций позднего кембрия - среднего ордовика с перемещением до 100 км. По-видимому, близкое по типу продольное сжатие раннекаледонских тектонических структур произошло и в начале позднего кембрия. Коллизия запад-северо-западной ориентировки привела к раскрытию новых рифтов квазиокеанического типа в Чингиз-Тарбагатайской зоне.
Казахстанская тектоническая система образована каледонскими и герцинскими структурно-формационными комплексами. В общем, тектонические структуры Казахстанской системы заходят с востока через Джунгарию Тянь-Шаньской и Тарбагатайской ветвями, которые, расширяясь, образуют Тянь-Шаньско-Центрально-Казахстанскую сложную сигмоиду и уходящую на север в Западную Сибирь, оставив Центрально-Казахстанских структур замкнутыми в Торгайско-Кокшетауской области.
Ранние каледониды. В целом Казахстанская система зональна от ранних каледонид во внешних зонах к позднекаледонско-герцинским во внутренних с отчетливо выраженой асимметричностью типов фундамента палеозоид юго-западного и северо-восточного сегментов в раннем палеозое. В первом - западном фундамент состоит в основном из блоков расчлененной эпибайкальской платформы. Они образуют пояс от Кокшетауского поликомпонентного массива на севере до Северного и Срединного Тянь-Шаня на юге. Наиболее поднятыми блоками, слагающими ядра антиклинориев являются Улытауский, Шуйско-Кендыктасский, Каратау-Таласский, Джунгарский, Макбальский, Заилийский. К погруженным докембрийским блокам относятся Северо-Кызылкумский, Сырдарьинский, Южно-Торгайский и многочисленные мелкие блоки в северной части Торгая.
Поздние каледониды. К ним отнесены новообразованные структурно-формационные зоны, заложенные в конце кембрия.В позднекаледонское время - средний ордовик - лландейло произошло заложение Джунгаро-Балхашской области деструкции, давшей начало герцинскому циклу. Илийский блок трансформного типа. Зоны растяжения последовательно следуют до Северного Прибалхашья и начиная с так называемого Булаттау-Бектауатинского разлома восток-северо-восточного простирания сменяются надвиговой серией пластин, двигавшихся к северу. Амплитуду перемещения 200 км.
Герциниды образуют центральную часть системы. Время заложения - раскрытие бассейна квазиокеанического типа произошло в среднем ордовике.Тектоническую фазу, в связи с которой произошла перестройка тектоно-магматических зон, следует рассматривать как раннебретонскую.
Джунгаро-балхашские герциниды на юге, начинающийся от горстового поднятия докембрия Северной Джунгарии и представляющий пассивную рифтогенную континентальную окраину, к северу сменяется квазиокеаническим бассейном. Основание его сложено блоками докембрийской континентальной коры и зонами среднеордовикских офиолитов. Северное ограничение бассейна проходит по осевой части Северо-Балхашского мегантиклинория, от которой к северу начинается активная континентальная окраина с широким междуговым флишевым Саякским прогибом, островодужными, а затем окраинно-континентальными вулканическими поясами, за которыми следуют зоны тыловых рифтов.
Раннекиммерийские тектонические структуры. На все палеозоиды Казахстанской складчатой системы наложены позднетриасовые правосторонние сдвиги, которые трансформно, рассекают всю территорию, имея северо-западное простирание. К ним относится Центрально-Казахстанский сдвиг, который вместе с Чингизским сдвигом образует Казахстанско-Таримскую сдвиговую систему с амплитудой правостороннего перемещения 120 км. Сдвиги образуют динамопару со Спасскими надвигами и формируют Карагандинскую предгорную рэт-юрскую впадину. Центрально-Казахстанский сдвиг сопровождался серией малоамплитудных (12 - 0,5 км) правосторонних новообразованных сдвигов (Солдатсайский, Актасский, Коунрадский и др.). Все разрьшы Азиатской системы позднетриасовых сдвигов на территории Казахстана не имеют магматического сопровождения за исключением районов Алакольской впадины и в хр. Кетмень.
Юрские отложения приурочены к рифтовым впадинам, которые сопряжены с правосторонними сдвигами или надвигами (Караганда, Майкюбень, Кумколь).
На территорию Казахстана приходится меньшая — западная часть Иртышско-Алтайской системы - Зайсан-Иртышская мегазона с Жарма-Саурской и Кокпектинско-Зайсанской зонами на западе и Калба-Нарымской на востоке, разделенных Чарско-Горностаевской офиолитовой шовной зоной (внешняя авулканическая островная дуга). Далее за Иртышской сдвиговой зоной смятия следует Рудноалтайская мегазона, а к востоку от последней за Локтевско-Караиртышским разломом - Горноалтайская мегазона.
Калба-Нарымская зона с начала ордовика перешла в стадию реликтового «океанического» бассейна с мощными существенно турбидитными толщами. Калба-Нарымский прогиб за силуро-девонско-каменноугольное время приобретал черты междугового бассейна с флишево-молассовым осадконакоплением в верхнем палеозое, переходящим в континентальное молассовое. Главная фаза складчатости произошла на рубеже карбона и перми.
Каледониды. Принадлежность к каледонидам определяется по началу заложения деструктивных зон типа щелевых рифтов с океаническими офиолитами и вулканическими островными дугами. Окончание каледонской эпохи выражено формированием завершающего орогенного комплекса наземных вулканитов и моласс.По времени проявления главной складчатости и следующего за ней орогенного девонского вулканического этапа Рудный Алтай отвечает каледонскому типу тектонического. В тектоническом строении Рудного Алтая доминируют структурные формы девонско-каменноугольного возраста, заложенные в конце раннего девона - в начале орогенного этапа. К ним относятся геоантиклинали Алейская, Синюшинская.
Герциниды. Иртышско-Маркакольский разлом представляет собой краевой шов, отделяющий Рудно - и Горноалтайские геоблоки от расположенной с юго-запада Калба-Нарымской герцинской зоны, которая вдоль разлома превращена в Иртышскую зону смятия и рассланцевания. По геофизическим данным Иртышско-Маркакольский разлом и зона смятия круто падают к северо-востоку до глубины 20 км, прерывается и смещается к востоку на 15-20 км, а затем по современной поверхности М еще на 20 - 30 км.. В верхней мантии зона выполаживается и на глубине 60 - 70 км сочленяется с северовосточной зоной смятия.
Мезозойско-кайнозойские осадочные бассейны Казахстана. В Казахстане осадочные бассейны занимают обширные площади, занимающие около 70% всей территории. Это крупные отрицательные структуры земной коры, выполненные слабодислоцированными или не дислоцированными отложениями орогенного, рифтогенного, квазиплатформенного или ортоплатформенного типов. Такими бассейнами занята почти вся западная половина Казахстана - от Каспийского моря и административной границы РК на западе до хребтов Чаткало-Кураминской системы, Каратау, Улытау и Кокшетауского массива на востоке. Отложения чехла образуют непрерывную полосу вдоль северной границы Казахстана и формируют отдельные впадины в центральной части (в зоне мелкосопочника) и на юго-востоке республики (в горной зоне).
Третий тип - это бассейны предгорных и межгорных впадин Северного Тянь-Шаня - Алтая. Им также свойственен сложный гетерогенный фундамент, однако имеют характерный осадочный чехол. Основную часть разреза чехла здесь образует континентальная кайнозойская моласса неогенового и четвертичного возраста.Геологическое строение Прикаспийской впадины описано по структурным этажам используя структурные карты соответствующие поверхности фундамента, поверхности визейско-башкирских и нижнепермских (подсолевых) отложений, подошва верхнепермских (надсолевых), юрских и меловых отложений.
Указанная приподнятая крупнейшая региональная структура состоит из серии более мелких приподнятых зон от Азгирской на западе до Шубаркудук-Акжарской на северо-востоке и Карповской на севере. Эта система относительно приподнятых зон в плане близка к Астраханско-Актюбинской системе поднятий, а также север-северозападной бортовой части Прикаспийского бассейна по над со левым отложениям.
Триасовый структурный ярус. Породы триаса характеризуются высокой дислоцированностью, которая особенно резко проявляется в Бузачинском поднятии, Тюб-Караган-Каратауской и Беке-Башкудукской мегантиклиналях, Жетыбай-Узенской ступени. На остальной части территории фиксируются практически все составные элементы Южно-Мангистауско-Устюртской системы прогибов и поднятий, среди которых следует отметить морские продолжения Бузачинского и Песчаномысско-Ракушечного поднятий, а также развитые только в акватории Каспия Западно-Мангистауское поднятие и Западно-Мангистауско- Прикумскую ступень.
Юрский структурный ярус. По подошве и кровле юрских отложений выделяются Южно-Мангистауский-Южно-Устюртская система прогибов и Карабогазский свод. Морфологические особенности Южно-Бузачинского и Северо-Каратауского прогибов, Тюб-Караган-Каратауской и Беке-Башкудукской мегантиклиналей, Жетыбай-Узенской и Кокумбайской ступеней, Жазгурлинской и Ассаке-Ауданской впадин, а также Бузачинского и Песчаномысско-Ракушечного поднятий, Карагиинской седловины и склонов Карабогазского свода в основном наследованы от структур подстилающих отложений, при снижении их контрастности и степени нарушенное™ разломами.
Мел-палеогеновый структурный ярус. Структура рассматриваемого комплекса повторяет структуру подстилающих пород юрского возраста. Участки отсутствия мел-палеогеновых отложений приурочены к сводовым частям Каратауской и Беке-Башкудукской мегантиклиналей.В рассматриваемом бассейне осадочный чехол начинается с отложений верхнего палеозоя.
Доюрский структурный ярус. Этот комплекс в рассматриваемом бассейне представлен Северо-Устюртской системой субширотно и субмеридионально ориентированных прогибов и поднятий.
Юрский структурный ярус. Структуры юрского яруса согласуются со структурами подстилающих отложений. Фиксируется Ащитайпакская и Арыстановская ступени осложненные серией локальных структур. Отмечаются три главных направления простирания структурных элементов - северо-западное, включающее Култукско-Ирдалинскую ступень, Актумсукское поднятие, Култукский, Кулажатский, Барсакельмесский и Косбулакский прогибы; юго-западное, охватывающее пограничные с Прикаспийским бассейном Ащитайпакскую ступень, а также Самский прогиб; субмеридиональное, включающее южное окончание Уральской складчатой системы и Арало-Кызылкумский вал.
Мел-неогеновый структурный ярус. По подошве меловых отложений в центральной части бассейна выделяется цепь прогибов с запада на восток: Култукский,Кулажатский, Самский, Барсакельмесский и Косбулакский. Наиболее глубоким и наиболее крупным из них является Косбулакский. В данном комплексе сохраняются три главные ориентировки структурных элементов: северо-западная, юго-западная и меридиональная, что свидетельствует об унаследованном развитии структур на мел-палеогеновом
Арало-Кызылкумский вал - это узкая (10 - 15 км) и протяженная (многие сотни километров) система поднятий, протягивающаяся меридионально через центральную часть Аральского моря. Ось вала по простиранию ундулирует, образуя локальные поднятия и брахиантиклинали. Вдоль его западного крыла проходит крупный разлом (Арало-Кызылкумский шов). Его амплитуда составляя 1000 - 1200 м по подошве юрских отложений до 200 - 300 м по подошве палеогеновых отложений.
Центрально-Аральский прогиб примыкает с востока к Арало-Кызылкумскому валу. Длина прогиба превышает 400 км, его ширина 200 км. Область максимального прогибания прогиба прижата к Арало-Кызылкумскому шву, а его восточное крыло пологое и постепенно переходит в Восточно-Аральскую моноклиналь. Северная центриклиналь прогиба в Северном Приаралье осложнена системой субмеридинальных мегантиклиналей и мегасинклиналей (Северо-Приаральская система линейных дислокаций), в основе которой лежат Уральские домезозойские линейные зоны, разграниченные по фундаменту разломами.
Восточно-Аральская моноклиналь представляет собой обширную (400x100 км), слабонаклонную с востока на запад структуру, осложненную на юге системой разломных ступеней и многочисленными антиклинальными складками. Глубина залегания фундамента Восточно-Аральской моноклинали составляет 1 - 2 км.
Юрский структурный ярус. Юрские континентальные сероцветные терригенные отложения выполняют серию грабен-синклиналей, ограниченных разломами. Выделены три структурных яруса - нижнеюрский, нижнеюрско-(тоар)среднеюрский, верхнеюрский. Общая мощность юрского этажа достигает 4500 м в южных грабен-синклиналях и 2000 м в северных.
В Жиланчикском прогибе грабен-синклинали имеют преимущественно северовосточное простирание при ширине 10-20 км. Особенностью этого прогиба является то, что поднятия больше по площади, отсутствие верхнеюрских, а в некоторых и верхов среднеюрских (карагансайская свита) отложений.
В Арыскумском прогибе с запада на восток выделяются Арыскумская, Акшабулакская, Сарыланская, Бозингенская, Даутская грабен-синклинали, разделенные разломами и горст-антиклиналями - Аксайской, Ащисайской, Табакбулакской. Структуры имеют северо-западное, каратауское простирание на западе и субмеридиональное (улытауское) на востоке.
Мел-эоценовый и олигоцен-четвертичный структурные ярусы. В бассейне по описываемым ярусам четко выделяются три основных структурных элемента: Жиланчикский и Арыркумский прогибы, разделенные Мынбулакской седловиной. В отличие от структур юрского этажа эти структурные элементы пологие и изометричные.
Босагинско-Балтакольский вал ориентирован на северо-восток и состоит из отдельных брахиантиклиналей протягивающихся через более чем на 150 км. На юго-западе вал сочленяется с Торткудукским поднятием, на северо-востоке - с Каратауской моноклиналью. От Карактауского вала он отличается более четкой линейностью и меньшей шириной, составляющей от 10 доЗО км. Амплитуда поднятия до 600 - 700 м.
Карактауский вал протягивается в северо-восточном направлении на 150 - 160 км при ширине 40 - 50 км. С северо-запада вал ограничен Берлинским прогибом, с востока -Байркумско-Арысским прогибом. Амплитуда вала превышает 1000 м. Отложения мела и палеогена на крыльях вала падают под углом 3 - 5°. Юго-восточная часть вала осложнена Карактауским разломом с амплитудой до 300 - 400 м.
Байркумско-Арысский прогиб расположен между Карактауским валом и Чардаринско-Чулинской системой поднятий, протягиваясь от гор Писталитау до хребта Каратау на 300 км при ширине 30 - 60 км. Амплитуда прогиба не ниже 1000 м. С Карактауским валом и Чардаринско-Чулинской системой поднятий прогиб граничит по Карактаускому и Чулинскому разломам. Амплитуда Чулинского разлома от первых сотен метров до 1000 - 1500 м. Прогиб сформировался в олигоцен-четвертичное время.
Чулинское поднятие расположено в восточной части бассейна и имеет размеры 150-160хХ 50-80 км. В наиболее высоких частях поднятия на поверхность выходят породы фундамента (горы Мансурата, Богонале, Казыкурт, Караташ). Наиболее поднятая часть структуры соответствует горам Кызыкурт с абсолютной отметкой около 1700 м. Аамплитуда Чулинского поднятия достигает 2 - 2,5 км.
Чардаринское поднятие расположено юго-западнее Чулинского. имеет ромбовидную форму, вытянуто в север-северо-восточном направлении. Размеры структуры 50x60 км при амплитуде 300 - 350 м. Поднятие сформировалось в олигоцен-четвертичное время.
Приташкентский прогиб на севере и северо-западе граничит с Чулинским и Чардаринским поднятиями. На востоке он обрамляется хребтами Чаткало-Кураминской системы. Амплитуда прогиба составляет около 1000 м. Сформировался он в олигоцен-четвертичное время.
Бетпак-далинская моноклиналь представляет собой обширную структуру, полого погружающуюся с северо-востока на юго-запад от выходов домезозойских комплексов Жезказганского района и Шу-Илийских гор до хр. Каратау. В северной части мощности отложений палеогена и неогена не превышает 100 - 150 м, а на юге мощность возрастает до первых сотен метров и в разрезе появляются верхнемеловые породы.
Сузакский прогиб прижат с северо-востока к Главному Каратаускому разлому. На северо-востоке он постепенно сливается с Бетпак-далинской моноклиналью, а на юге ограничен субширотным разломом. Прогиб имеет овальную форму, его размеры 120 км на 60 км. Разрез начинается отложениями турона и выше представлен всеми ярусами верхнего мела, палеогена и неогена с общей мощностью до 700 - 800 м.
Петропавловская впадина. Бассейн второго порядка охватывает западную часть. Фундамент представлен северо-западным продолжением складчатых комплексов Центрального Казахстана. В этом районе происходит сочленение каледонид западной части Центрального Казахстана и герцинид Восточного Урала.
Павлодарская впадина. Здесь выделяются Прииртышская моноклиналь, Прииртышская ступень, Иртышский прогиб и Калбинско-Купинская система поднятий.
Прииртышская моноклиналь структурно слабо дифференцирована и характеризуется четким наклоном в северо-восточном направлении. Протяженность ее около 300 км, глубина поверхности фундамента в ее пределах - 0,2-1,2 км.
Прииртышская ступень представляет собой четко выраженную флексуру, осложненную системой мульд и поднятий. В сравнении с Прииртышской моноклиналью она ступень дифференцирована значительно сильнее. Глубины поверхности фундамента здесь достигают 5 км.
Иртышский прогиб в Казахстане представлен только юго-восточной частью. Прогиб расчленен на систему мульд и поднятий, первые из которых развиты в его бортовых частях, а вторые - в осевой зоне. Максимальные размеры мульд составляют 75x25 км при глубине поверхности фундамента до 5 км.
Калбинско-Купинская система поднятий является меридионально ориентированной зоной приподнятого залегания фундамента..
Юрско-кайнозойский структурный ярус. В структуре комплекса важное значение имеют юрско-неокомские отложения.
Алакольская бассейн - грабен-синклиналь, южная часть которой унаследована с мезозоя и вытянута с северо-запада на юго-восток на 360 км при ширине 90 км. На северо-востоке впадина отделена от хребтов Чингиз и Тарбагатай Аягузско-Берлыкским разломом, а на западе от Джунгарского Алатау - Алакольско-Джунгарским разломом. Впадина разбита на ряд блоков системой разломов северо-западного простирания, параллельных Алакольско-Джунгарскому разлому. Наиболее опущенный прогиб -Сарыкумско-Коктуминский (до -1600 м). Северное крыло прогиба залегает на глубине от -600 до -200 м.
Четвертичная система (период) - последний период геологической истории Земли, продолжающийся поныне. Подразделяется на - плейстоцен и голоцен. Продолжительность четвертичного периода определяется в 1,8 млн. лет. В течение четвертичного периода поверхность Земли, растительный и животный мир приняли современный облик. От более древних периодов он отличается рядом особенностей: преобладанием континентальных отложений, неоднократными и резкими колебаниями климата, слабыми эволюционными изменениями органического мира. Характерно развитие крупных материковых оледенений, особенно значительных в Северном полушарии.
Четвертичные отложения Казахстана. Стратиграфическая схема четвертичных отложений Казахстана, предложенная (Б.Ж.Аубекеровым, 1992-2004гг) построена на климато-стратиграфическом принципе, базируется на выделении рубежей-событий, прослеживаемых на всей или значительной территории Казахстана. Региональные горизонты и рубежи-события обосновываются материалами палеонтологических, археологических, литологических, палеогеографических, палеомагнитных и радиокарбоновых данных. Казахстан делится на регионы, имеющие свои структурно-геоморфологические особенности, осадконакопление в которых различается по скорости и литофациональным особенностям, набору генетических типов и составу ископаемой органики.Наиболее полные разрезы характерны для крупных впадин вокруг Казахского щита - Торгайского прогиба, Чу - Сарысуйской и Балхаш - Алакольской впадинах, южной части Западно-Сибирской низменности. Повышенными мощностями характеризуются предгорные и межгорные впадины Тянь-Шань - Алтайского региона.
Эоплейстоцен. В эоплейстоцене, отвечающем по объему морскому апшерону Прикаспия, выделяется хоргосский горизонт, предлагаемый в качестве Казахстанского горизонта.В Тянь-Шань - Алтайском регионе этому горизонту соответствует хоргосский региональный горизонт и одноименная свита, сложенная крупнообломочным материалом различного генезиса - от гляциального в высокогорье до аллювиально-пролювиального во впадинах. Эоплейстоценовые отложения имеют обратную намагниченность, содержат глыбы, валуны, щебенку и галечник. Заполнитель из суглинков или глинистого песка имеет бурый цвет. Эоплейстоценовые морены дислоцированы в одном плане с неогеновыми отложениями.
Нижний неоплейстоцен. Стратиграфия нижнего плейстоцена лучше изучена в Тянь-Шань - Алтайском регионе. Здесь имеются отложения котурбулакской свиты, по названию которой предложено назвать казахстанский котурбулакский надгоризонт. В качестве горизонтов предлагается выделить верхнегобийский, отвечающий низам нижнего неоплейстоцена.
Средний неоплейстоцен. В качестве казахстанского выделяются Чилико-Кеминский надгоризонт, соответствующий среднерусскому горизонту Восточно-Европейской платформы и Бахтинскому надгоризонту Западно-Сибирской низменности. Выделены также горизонты: есильский, сарбайский, шолакский.
Чиликско-Кеминскому надгоризонту в Тянь-Шань - Алтайском регионе соответствует Тянь-Шанский надгоризонт (по одноименному названию гляциального комплекса в Северном Тянь-Шане). Он сложен глыбово-галечниковым материалом с суглинистым заполнителем. Мощность более 100 м. Первому межледниковью среднего плейстоцена отвечает шульбинский горизонт. Первому средненеоплейстоценовому оледенению соответствует урыльский горизонт, а второму оледенению отвечает ортобиенский горизонт. Горизонт для второго межледниковья не выделен.
Верхний неоплейстоцен. В верхнем неоплейстоцене выделяется шаукенский казахстанский горизонт. Для первого межледниковья горизонт не выделен. Первому оледенению отвечает индертинский горизонт. Второму межледниковью соответствует новошульбинский горизонт и иргизский горизонт.В Тянь-Шань - Алтайском регионе для первого межледниковья горизонт не выделен. Для эпохи первого оледенения выделен катонский горизонт. В состав горизонта включены гляциальные отложения в горах, пролювиальные отложения предгорий с лессами и аллювий низких террас. Для второго межледниковья выделяются новошульбинский горизонт, сложенный песком, гравием, галечником с линзами растительного детрита. Последнему оледенению соответствует позднекатонкарагайский горизонт, включающий гляциальные и флювиогляциальные отложения, а в предгорьях - аллювиальные и озерные отложения.
Голоцен. Голоценовые отложения имеют небольшие мощности и слагают поймы рек, низкие надпляжные террасы и пляжи озер, содержат осадки современной фауны млекопитающих, моллюсков, остракод. В горном регионе к голоцену отнесены гляциальные комплексы современных ледников. В пустынях в голоцене продолжалось накопление золовых песков, а в каменистых и глинистых пустынях -элювиально-делювиального покрова.
Палеогеография плейстоцена и голоцена. Эоплейстоцен. Дислокации хоргосской неотектонической фазы обусловили поднятие хребтов Северного Тянь-Шаня и Алтая и осевой части Балхаш-Иртышского водораздела. С этим временем связано первое похолодание и оледенение в горах. На предгорных участках формировалась крупнообломочная толща эоплейстоцена.
Нижний неоплейстоцен. Нижний неоплейстоцен, начавшийся более 500 тыс. лет назад, характеризовался дальнейшим интенсивным поднятием гор. Начинается он с койбынской тектонической фазы, которая обусловила дифферен-цированное глыбово-складчатое поднятие в горном регионе, дальнейший рост ледников, сначала полупокровного, а затем горно-долинного типа. Пролювиальные отложения получили широкое распространение в предгорьях и Сарыарке, где ими сложены конусы выноса высокого уровня. На равнинах и крупных впадинах накапливаются аллювиальные, аллювиально-пролювиальные и озерные отложения.
Средний неоплейстоцен. Средний плейстоцен, т.е. время около 300-150 тыс. лет назад, начинается с бакинской фазы тектогенеза. В горах она обусловила формирование современной гидросети. Перестройка гидросети произошла также на Сарысу-Тенгизском междуречье.
Поздний неоплейстоцен. Впозднем плейстоцене, т.е. от 150 тыс. лет до 12 тыс. лет назад, неотектонические движения джунгарской фазы привели к дальнейшему росту высоты гор в горном регионе и в районах Сарыарки (Центральный Казахстан).В горах происходило накопление гляциального комплекса, а в предгорьях -конусов выноса низкого уровня. Именно на них расположены крупные населенные пункты (Алматы и др.). На равнинах продолжал накапливаться аллювий I и II надпойменных террас, а в горах - террасы низкого комплекса. В позднем плейстоцене озера Балхаш и Алаколь приобрели очертания, близкие к современным, а во второй его половине появляется Аральское море. Крупные трансгрессии в общем совпадают с плювиальными эпохами.
Голоцен. В голоцене, охватывающем последние 10-12 тыс. лет, после холодного и сухого послеледниковья наиболее оптимальными были климатические условия в среднем голоцене (атлантик). Для Казахстана он характеризовался большей влагообеспеченностью, расширением зоны лесов в Сарыарке и горных регионах, а в пустынях - увеличением площади тугаев.
Четвертичное оледенение. Эпохам похолодания, которые обусловили появление ледников, предшествовали неотектонические движения, которые сформировали современный горный рельеф Северного Тянь-Шаня и Алтая.
Несмотря на длительную историю изучения древнего оледенения гор юга Средней Азии и Казахстана, среди исследователей до сих пор нет единого мнения по таким вопросам, как количество оледенений (четыре-восемь). Скорее всего, и эволюция ледников, и количество оледенений в каждом хребте могли быть несколько различными. Однако нет сомнений, что и эпохи оледенений и межледниковые фазы четвертичного периода отличались большей сухостью климата, чем в плиоцене. Весьма вероятно, что так называемые плювиальные эпохи в основном отличались не столько сильным увлажнением климата, сколько увеличением водности рек во время усиленнего таяния ледников.
Лекция 4. Особенности развития основных тектонических структур. Тектоническое районирование. Рудные и нерудные полезные ископаемые.
Новейшие тектонические структуры Казахстана. Объем новейшего этапа принят неоген-четвертичным на основании того, что современный рельеф как производное эндогенных и экзогенных факторов и новейшие структуры на территории Казахстана сформированы за неоген-четвертичное время. Средний исходный гипсометрический уровень преднеогеновой поверхности определяется палеогеографическими реконструкциями дифференцировано для различных геоструктурных областей. Для Мангистау и Устюрта принят уровень мирового океана, для Северного Прикаспия +100 м, для Мугоджар, Туранской плиты, Казахского щита и Северо-Казахской моноклинали - +200 м и Орогенной сводово-глыбовой области юго-востока Казахстана - +500 м.
В Казахстане выделены структуры трех порядков.
Структуры 1 порядка: Древняя Восточно-Европейская платформа, Молодая Центрально-Евроазиатская платформа и Тянь-Шань-Алтайская орогенная область.
В пределах структур 1 порядка выделены структуры второго порядка:
Русская плита входит в состав Восточно-Европейской платформы; в пределах Центрально-Евроазиатской платформы выделены Мугоджарская складчатая глыбовая область, Туранская плита, Казахский щит, Западно-Сибирская плита.
Прикаспийская впадина является частью Восточно-Европейской платформы Во впадине выделены две крупные структуры: на западе Букеевская синеклиза, формирующаяся в зоне устойчивого прогибания, и на востоке Подуралъское поднятие. Букеевская синеклиза имеет амплитуды погружения от 600 до 800 м и осложнена структурами более высокого порядка - прогибами (Центральный, Мамбетский, Уральский и др.) и поднятиями (Шалкарское, Индерское и др.). Подуральское поднятие имеет амплитуды движений от 50 до 150 м и осложнено Актюбинским, Сагирским прогибами и поднятиями Акшатауским, Тамдинским и др. В настоящее время продолжается рост соляных куполов.
Мугоджарская складчато-глыбовая область расположена восточнее Подуральского плато, вытянута с севера на юг и разбита системой разломов. Поднятие разделяется на Западную (зону кряжа) и Восточную (зона пенеплена) зоны. Западная зона имеет сводово-глыбовую структуру с контрастным характером унаследованных новейших движений. Все новейшие структуры в этой зоне вытянуты в меридиональном направлении. Суммарная амплитуда неодеформаций достигает 350 м. Среди структур третьего порядка Орь-Илекское, Западно-Мугоджарское поднятия, Алимбетская ступень и Орская впадина. Восточная зона (зона пенеплена} характеризуется слабыми дифференцированными новейшими движениями. Она осложнена Орь-Иргизским, Пржргизским и Восточно-Мугоджарским поднятиями и Челкарским, Орским, Бочетколъским прогибами с амплитудами поднятий до 200 м.
Казахстан она заходит юго-западной частью, представляя крупную структуру - Ceeepo-Казахскую моноклиналь. Для нее характерны слабо выраженные дифференцированные движения отрицательного знака. Периферическая часть Северо-Казахской моноклинали располагается в зоне шарнира, ось которого примерно совпадает с "нулевой" линией суммарных амплитуд. На юго-запад от этой оси преобладают восходящие движения Казахского щита. Амплитуды неодеформаций преднеогеновой поверхности на севере -150 м. Из новейших структур третьего порядка здесь выделены Лебяжинский, Балапанский, Андриановский, Сладководский, Калибекский, Менгисорский и Павлодарский валы и разделяющие их Пресновский, Тобылгасорский, Черлакский, Шаглысский и Жалтырский прогибы. На востоке моноклинали выделяется Северо-Торгайский прогиб, осложненный Приубаганским и Талапкерским валами. Амплитуда достигает 50 м. Приубаганский вал вытянут субширотно на 200 км и заложен во второй половине плиоцена. Талапкерский вал расположен восточнее г. Костаная. Он сформировался в позднем плиоцене. Разрывные дислокации развиты очень слабо.
Торгайский прогиб разделяется Костанайским валом на Северо-Торгайский прогиб и Торгайскую синеклизу. Время заложения этих структур конец юры - начало мела. Со второй половины среднего миоцена в связи с общим подъемом Урала и Казахского щита отмечается блоковый ступенчатый характер подъема территории прогиба с образованием флексур и складок. В конце плиоцена - начале четвертичного времени оформились борта Торгайского прогиба, Костанайская седловина, Торгайская синеклиза, Южно-Торгайский прогиб и др. Костанайская седловина является границей между Туранской и Западно-Сибирской плитами.
Торгайская синеклиза с востока ограничена серией Байконурских разломов, с запада - Былкулдакской зоной. Шелкар-Нуринское поднятие пересекает ее в субмеридиональном направлении и разделяется на Нуринский и Машайский тектонические блоки. Сарыинский посленижнеплиоценовый вал расположен в верховьях р. Улы-Жиланчик и вытянут на северо-запад. На востоке синеклизы выделяется флексура Турме. Ее образование связано с позднешшоценовыми разрывными движениями.
Ушбидаикский вал имеет северо-западное простирание и амплитуду до 50 - 100 м. Камышинское поднятие вытянуто на 80 км.
Казахский щит представляет собой сводово-глыбовое поднятие, разбитое новейшими разломами с образованием сложной системы блоков. Одной из больших новейших структур является Балхаш-Иртышское сводово-глыбовое поднятие протяженностью около 600 км. Амплитуда новейших разломов в центральной части достигает 1000 м и более, средняя величина - 500 - 700 м. интрузиям.. Уыутауское глыбовое поднятие ограничено на западе и севере разломами, а на востоке переходит в Сарысу-Тенизское поднятие. Это поднятие, вытянутое на 300 км, отличается асимметричностью склонов (крутой западный склон). Максимальная амплитуда достигают 800 м. Тенизская впадина простирается на 200 км. В новейший этап развития она сохранила тенденцию к погружению. Колутонский прогиб является наиболее прогнутой частью Тенизской впадины. Проявление дизъюнктивной тектоники отмечается на юге и востоке впадины. Кокшетауское глыбовое поднятие ограничено разломами и имеет амплитуды поднятий в районе Борового до 500 м. Сарысу-Тенизское поднятие отделяет Тенизскую впадину от Сарысуйского прогиба. Этот водораздел имеет амплитуды поднятий до 300 - 400 м. Северный склон его крутой. Шу-Илийское глыбовое поднятие вытянуто с юго-востока на северо-запад более чем на 300 м и приурочено к Джалаир-Найманской зоне разломов с амплитудами новейших движений до 650 м. Наиболее активный этап обновления проявился на границе неогена и нижнего плейстоцена. Западный склон Шу-Илийских гор крутой, а восточный - пологий.
Новейшие тектонические разломы в орогенных областях Алтая отчетливо выражаются в рельефе в виде денудированных тектонических уступов. Высота тектонического уступа вдоль Северо-Шуйских блоков до 1500м.
Для Курайской зоны смещения по разлому достигают 2500 м. Эпицентры землетрясений приурочены к крупным разломам. Зайсанская внутриорогенная впадина ограничена разломами, которые дислоцируют новейшие отложения. Амплитуды погружения впадины - 1500 м. Она выполнена мощной толщей (до 1200 м) новейших отложений. Тарбагатай-Саурское сводово-глыбовое поднятие. На их водораздельной части сохранились реликты преднеогеновой поверхности выравнивания (от 2500 до 3500 м). Амплитуда положительных неоген-четвертичных движений до 3000 м. В ряде мест Тарбагатая отмечаются вертикальные смещения по разломам осадков неогена с амплитудой до 10 - 40 м. Алакольская внутриорогенная впадина выполнена мощной (до 800 м) толщей новейших осадков. Южный борт ее крутой с амплитудами погружения -1000 м. К северу от Джунгарского разлома ложе впадины плавно переходит к Тарбагатайскому поднятию.
Палеогеграфия.Допалеозойский этап. Данные о докембрийском этапе, очень скудны, однако изучение сильно метаморфизированных докембрийских формаций позволяет видеть и в них измененные осадочные, эффузивные и интрузивные породы. В Республике Казахстан сравнительно мало сохранились архейские и нижне-протерозойские образования.
Палеозойский этап. В палеозое определились основные структурно-тектонические черты геологического строения территории Республики Казахстан. К началу палеозоя на большей части Казахстана господствовали морские условия. В целом преобладали погружение земной коры, сопровождающееся накоплением осадков, перемещением участков погружения, размывом образовавшихся поднятий, переотложением масс кластического материала
Кембрийские отложения наиболее хорошо изучены в Ерментауских и Баянаульских горах, в Чингизтау, в Бетпак-Дале. Наряду с осадочными породами в их составе значительную роль играют эффузивные образования и мощные толщи туфов. Кембрийские породы развиты в крайних западных окраинах центральных частей Республики Казахстан. Они протягиваются от долины р. Ишим через Улутауские горы к Каратаускому хребту и Таласскому Алатау и представлены кремнистоглинистыми сланцами, тиллитоподобными конгломератами и хемогенными образованиями. В кембрии территория Республики Казахстан на большей своей части была занята морем, над которым возвышались острова, возникшие в результате горообразовательных процессов допалеозойской (каледонской) складчатости. Часть суши имела вулканическое происхождение.
В ордовике геологический режим не претерпел принципиальных изменений в сравнении с кембрием, море по прежнему занимало значительные пространства современной территории Республики Казахстан.
К началу девонского периода море небольшими участками располагалось в северных Мугоджарах и в Джунгарском Алатау. На остальной площади господствовали континентальные условия. Поверхность Республики Казахстан была покрыта горными хребтами, возникшими в результате каледонской фазы складчатости. Наиболее высокие хребты поднимались на Алтае и в Джунгарском Алатау. Но энергично действующие процессы денудации в течение нижнего девона сильно снизили высоту хребтов.
В течение каменноугольного периода интенсивные тектонические движения превратили неустойчивую подвижную область восточных окраин Казахстана в территорию с хорошо выявленной тенденцией к поднятию и денудации. Начало этих интенсивных герцинских движений приурочено к границе между ранним и средним карбоном. В каменноугольное время палеогеографические условия в разных частях рассматриваемой территории были неоднородны. В западном Примугоджарье продолжал существовать геосинклинальный режим, но восточная часть была занята морем. Геосинклинальные условия господствовали в Тургае. Центральный Казахстан находился в зоне трансгрессии моря, а в области Тянь-Шаня существовал полуплатформенный орогенный режим. Близкий режим существовал и на Алтае.
В перми отмечается резкая дифференциация тектонических движений. Геосинклинальный режим почти на всей площади Республики Казахстан перешел в платформенный. Морские условия в пермское время установлены лишь в районах соременной Прикаспийской низменности, на западе Мугоджар, на Мангистауском плато и на северных склонах Джунгарского Алатау. В Прикаспийской низменности пермские отложения представлены соленосными толщами, перекрываемыми сверху пестроокрашенной толщей пермо-триасовых отложений. Пермские отложения в центральных частях Республики Казахстан без перерыва ложаться на каменноугольные отложения и представлены толщей песчаников, алевролитов и пресноводных известняков. В Чуйской и Жезказганской впадинах известны нижнепермские соленосные осадки. В районах Каркаралинских гор, в Прибалхашье и по периферии Илийской впадины разрез пермских отложений сложен континентальными эффузивно-осадочными образованиями.
Мезозойский этап. Триас в истории земли является одним из периодов, когда суша имела наибольшее распространение, а площадь моря ограничилась лишь узкими полосами геосинклиналий. Однако запад Республики Казахстан представлял в этом отношении исключение. Сюда в Урало-Эмбинский платформенный регион в нижнем триасе проникало море из Средиземноморской области. Морские отложения триаса исключительно большой мощности обнажаются в зоне Мангистауского Каратау. Выходы конгломератов, песчаников и глин триасового возраста обнаружены на западе Казахстана (оз.Баскунчак).
В юрское время континентальный режим господствовал на подавляющей части территории Казахстана, лишь в поздней юре крайние юго-западная и западная ее части подвергались морской трансгрессии. Море, как и в триасе, имело распространение на западе Казахстана в средней и верхней юре. Нижнеюрские отложения в Урало-Эмбинском регионе и Мангистауском плато представлены накоплением озерно=аллювиальными осадками. К средней юре сюда с северо-запада проникло море. В прибрежной зоне создались благоприятные условия для накопления органического материала. На пространствах, прилегающих к Мугоджарам, в Тургайской впадине, в центральных частях Казахстана, в хр.Каратау и Мангистауском плато, продолжалось накопление континентальных осадков.
В течение мелового времени морские условия имели относительно устойчивое развитие лишь на юго-западе Республики Казахстан. Море здесь не представляло постоянный бассейн, не раз покидало территорию западных окраин Казахстана. Наиболее широкое распространение море получает в верхнем мелу, когда вся западная часть Казахстана до западной окраины Казахского мелкосопочника покрылась водами моря в период верхнемеловой трансгрессии. Этот морской бассейн через Тургайскую впадину соединялся с меловым бассейном Западно-Сибирскую синеклизы.
Кайнозойский этап. В палеогеновом периоде последним этапом широкого распространения моря было раннеолигоценовое время. В это время суша была лишь на Предуральской возвышенности, в Мугоджарах, в Казахском мелкосопочнике и в пределах современных гор восточной и южной части страны. Это были в основном не горы, а низкогорья и мелкосопочные возвышенности с обширными поверхностями выравнивания, покрытыми кремнево-каолиновой корой выветривания. Однако на некоторых участках западной и северной части Урало-Эмбинского региона пребывание моря было кратковременным. Незначительной мощности осадки на этих участков были смыты вскоре после отступания моря. Южнее бассейна р.Эмбы палеогеновые отложения занимают значительные участки. Они широко развиты на Устюрте, известны и по периферии хр.Мангистауский Каратау, но в осевой части отсутствуют. Таким образом, хребет Мангистауский Каратау представлял в это время узкий, ориентированный в северо-западном направлении, остров. Достаточно хорошо развиты палеогеновые отложения в Тургае, Приаралье и в Каратау, где они заходят на восточный борт тогда еще не выраженного хребта.
В неогене в связи с отсутствием Сарматского моря началось обновление размывающей деятельности рек и к концу периода была оформлена современная гидрографическая сеть. Характер флоры и фауны, образование красноземных почв в миоцене указывают, что на основных равнинных пространствах эта эпоха характеризовалась субтропическим, почти безморозным климатом с коротким влажным и длительным сухим сезонами. Предполагается, что водораздельные участки Центрально-Казахстанского мелкосопочника, являющиеся сейчас границами различных зон, и тогда служили резким рубежом - к северу от них располагалась саванна с лесами на водоразделах и горах, а южнее - субтропические пустыни, о чем свидетельствуют гипсово-ангидритовые толщи в районе юго-восточного Устюрта.
Позднеплиоценовое, акчагыльское и апшеронское, время характеризовалось значительным изменением природных условий. Зона субтропических саванн сместилась на самый юг Казахстана. Климат стал значительно более сухим и прохладным. В акчагыльское время в наиболее высоких районах Памира и Тянь-Шаня произошло первое оледенение. Каспийское море расширило свои пределы до отметок 120 м. Затем уровень моря резко понизился, а в конце верхнего плиоцена, в ашпероне, вновь поднялся до 50 м, что привело к трансгрессии. Наличие двух ярусов крупновалунных дочетвертичных отложений на подгорных равнинах свидетельствует о том, что в апшероне, как и в акчагыльское время, участки гор Тянь-Шаня и Памира вновь подверглись оледенению. После этого субтропические условия на равнинах Казахстана навсегда исчезли и начался этап умеренного климата. В начале позднего плиоцена происходила аридизация климата выровненных пространств центральной части Казахстана, где взамен обширных редколесий и полусаванн возникли значительные площади степей и пустынь. Окончание плиоцена ознаменовалось похолоданием и продвижением с северо-востока таежных лесов из ели, пихты и сосны.
На территории Казахстана развиты горные породы практически всех геологических возрастов, начиная от архея до современных. По условиям образования это интрузивные, осадочные, вулканогенные и хемогенные образования. В геологическом развитии региона эти породы слагают различные геотектонические структуры, которые различаются по характеру и интенсивности проявления корообразования. Такими структурами на территории Казахстана являются: Восточно-Европейская платформа с Прикаспийской низменностью, Кокшетау-Тяньшанская система каледонского и герцинского периодов, входящая в Урало-Монгольский геосинклинальный пояс, Чингиз-Тарбагатайская складчатая система, Джунгаро-Балхашская складчатая система герцинского орогенного цикла Урало-Монгольского складчатого пояса, Зайсанская складчатая система, Мугоджарская складчатая система, Мангистауская складчатая система, сформированные герцинским орогенным этапом, эпигерцинская Евроазиатская система, включающая Казахский щит, Мугоджарское поднятие, Казахстанскую часть Западно-Сибирской плиты и северную часть Торгайского прогиба, Туранскую плиту с южной частью Торгайского прогиба и альпийский эпиплатформенный орогенный пояс.
Во всех этих структурах разведаны и эксплуатируются многочисленные месторождения различных видов полезных ископаемых.
Все месторождения полезных ископаемых по условиям образования подразделяются на три серии: экзогенные, эндогенные и метаморфогенные.
Экзогенные (гипергенные, поверхностные) месторождения образуются в процессе химической, биохимической и механической дифференциации минеральных веществ. Материалом дифференциации минерального вещества являются глубинные породы и полезные ископаемые образованные в глубинах земной коры. В результате их разрушения под действием изменений атмосферы и геотектонической обстановки, а также действий подводного и прибрежного вулканизма образуются месторождения выветривания, россыпные и осадочные.
Эндогенные (глубинные, гипогенные) месторождения образуются в результате глубинных процессов в земной коре. Они создаются под воздействием внутренней энергии Земли в связи с магматическими процессами в земной коре.
В эту серию входят месторождения: магматические, пегматитовые, скарновые и гидротермальные.
Экзогенные месторождения В серию экзогенных входят месторождения выветривания, которые образуются в коре выветривания различных горных пород. В результате действия различных жидких, газообразных агентов, а также температурных изменений и солнечной энергии происходит разрушение первичных горных пород с отложением новообразований. Накопление полезных ископаемых в коре выветривания происходит двумя путями. Во-первых, растворение и вынос поверхностными водами минеральной массы не имеющую промышленную ценность и накопление в зонах коры выветривания ценных компонентов (никеля, железа, кобальта, каолинов и др. полезных компонентов). Такие месторождения называются остаточными. Во-вторых, в процессе выветривания вынос ценных компонентов и накопление их в нижних зонах коры выветривания (магний, драгоценные металлы, соединения радиоактивных элементов и др.) – инфильтрационные. И, наконец, при выветривании вынос ценных компонентов и отложение их в других структурах с последующей проработкой - переотложенные (бокситы, россыпные месторождения).
Осадочные месторождения. К осадочным относятся месторождения полезных ископаемых образованных на дне водоемов (рек, болот, озер, морей и океанов). По характеру накопления осадочного материала различают: механические, химические, биохимические и вулканогенно-осадочные. При разрушении и переносе вещества важное значение имеют физико-химические особенности транспортируемых компонентов. Различают три группы переносимых минералов и их накопление:
-устойчивые к выветриванию обломочный материал привнесенный в водоем (кварц, полевые шпаты, амфиболы, слюды и др.).
-продукты химического выветривания (каолинит, гидрослюды, опал, гидроокислы железа и марганца).
-осадочные новообразования (карбонаты, соли, фосфаты, кремнистые продукты, углеводородные соединения и др.).
К классу осадочных месторождений относятся крупные по запасам месторождения строительных материалов (гравий, песок, глины, известняки, цементное сырье, и др.), ископаемых солей, фосфоритов, железных, марганцевых и алюминевых руд, а также некоторых цветных и редких металлов, горючих ископаемых (уголь, нефть и горючий газ).
Эндогенные месторождения образуются в процессе воздействия глубинной энергии земли. Не останавливаясь на природе глубинной энергии, поскольку по вопросу ее возникновения существуют множество взглядов, мы рассмотри лишь связь ее с глубинными расплавами (магмами). По составу глубинные расплавы (магмы) подразделяются на ультраосновные, основные и кислые. В составе расплава кроме трудно- и легкорастворимых составных частей, содержатся разнообразные летучие, газообразные и парообразные вещества. При этом от расплавов ультраосновного до кислого состава увеличивается содержание летучих, газообразных и парообразных веществ, что придает последним (основным и кислым расплавам) большую подвижность в земной коре.
Высокотемпературные месторождения образуются при высоких температурах на значительных глубинах с высоким давлением. Пространственно они связаны с глубинными магматическими породами при активном участии в растворах летучих компонентов. Зачастую в сводовых частях массивов отмечаются процессы грейзенизации, т.е. расщепление основного породообразующего минерала – полевого шпата, за счет которого образуются слюды и кварц.
Среднетемпературные гидротермальные (мезотермальные) месторождения образуются в удалении от интрузивных массивов. Минеральный состав указывает на то, что при гидротермальных процессах растворы не содержали в своем составе летучих веществ, за исключением далеко мигрирующих газов Н2S, СО2, SО 2 и другие.
Низкотемпературные (эпитермальные) гидротермальные месторождения образуются на незначительных глубинах при не- высоких температурах и давлений. Зачастую образование гидротермальных месторождений генетически связывают с глубокозалегающими магмами. В этом случае пространственная связь их четко наблюдается с жильными (дайковыми) фациями этих очагов. Отмечается также связь этого класса месторождений с очагами извержений. К этому классу относятся месторождения самородного золота и серебра, стратиформные свинца, цинка, меди.
На территории Казахстана по условия образования практически известны месторождения полезных ископаемых всех генетических типов, которые по существующей классификации объединены в следующие группы:
1.Группа месторождений черных металлов: железо, марганец и хром.
2.Группа месторождений редких металлов: ванадий, никель, кобальт, вольфрам, молибден, олово, висмут, сурьма, мышьяк, ртуть.
3.Группа месторождений цветных металлов: медь, свинец, цинк, алюминий, магний.
4.Группа месторождений благородных металлов: золото, серебро, платиноиды.
5.Группа месторождений радиоактивных металлов: радий, торий, уран.
6.Группа месторождений редкоземельных элементов: ниобий, тантал, цирконий, гафний, церий и др.
7. Группа месторождений нерудного (неметаллического) сырья: горно-химическое, горно-техническое, промышленные минералы, строительные материалы, драгоценные и полудрагоценные камни и др.
8. Группа месторождений углеводородного (каустобиолиты) сырья: нефть, горючие газы, битумы.
9. Группа месторождений углей: бурые, каменные угли, антрацит, торф, горючие сланцы.
10.Группа техногенных месторождений.
Лекция 5. Основные черты орографии и устройства поверхности. Современные рельефообразующие процессы.
За основу геоморфологического районирования в данной работе принято районирование Республики Казахстан Б.А.Федоровича, с некоторыми изменениями изложенная в монографии "Казахстан", изданной в 1969 г. и раойонирование принятое при составлении геоморфологической карты Казахстана под редакцией Г.Ц. Медоева (1987) Деление территории Казахстана с выделением геоморфологических стран, провинций, областей и районов проведено в соответствии с категориями морфоструктур различных рангов, с возрастом и генезисом морфоскульптур.
А. Страна равнин Восточно-Европейской древней платформы на допалеозойском складчато-глыбовом основании.
1 Прикаспийская аккумулятивная верхнечетвертичная морская, местами аллювиальная низменность окраинного прогиба платформы с сохранившимся морским засолением и частичной эоловой vоделировкой.
II.Возвышенные денудационные пластовые мезо-кайнозойские рав нины Предуралья.
Б. Страна холмистых равнин и низкогорий Уральского складчатого герцинского пояса.
III.Холмогорья и мелкосопочник Мугоджар.
IV.Зауральское полого-наклонное плато.
В. Страна равнин Западно-Сибирской эпигерцинской платформы.
V.Равнины южной окраины Западной Сибири с западинно-гривовым микрорельефом на кайнозойских озерно-аллювиальных и четвертичных аллювиальных равнинах (Иртыша, Тобола, Ишима и др. рек).
Г. Страна Тургайско-Туранских аридно-денудационных равнин, плато и остаточных гор эпигерцинской платформы, ее прогибов и выступов, подвергшихся интенсивной эоловой переработке.
VI.Арало-Каспийские пустынные пластовые бронированные аридно- денудационные плато с впадинами Мангистау и Устюрта.
VII Тургайско-Приаральские пластовые плато с впадинами и столовыми останцами.
VIII Расчлененное мезозой-кайнозойское плато и древнеаллювиальные равнины Кылкумов с перевеянным песчаным покровом. Аллювиальные и озерные перевеянные четвертичные равнины Сырдарьинского молодого внутриплатформенного прогиба.
IX Палеозойские и мезозойские складчатые выровненные цокольные равнины и кайнозойские пластовые равнины Бетпакдала.
X Аллювиальные равнины Балхаш-Алакольского и Илийского межгорных прогибов, частично переработанных ветром. Аллювиальные равнины Чу и Таласа и перевеянная кайнозойско - четвертичная равнина Моинкумов.
Д. Страна мелкосопочников, возвышенностей и гор Центрально- Казахстанского каледоно-герцинского щита.
XI Центрально-Казахстанский древний аридно- денудационный мелкосопочник с широко развитыми корами выветривания и поверхностями выветривания.
XII. Казахстанско-Джунгарские древнеденудационные возрожденные горы Тарбагатай, Саур). (
Е. Страна омоложенных каледоно-герцинских гор Алтая.
XIII Возрожденные горы Казахстанской части Алтая.
XIV. Зайсанская котловина.
3. Страна Тянь-Шанских герцинских гор с неоген-четвертичным возрожденным рельефом.
XVI. Горы Джунгарского Алатау.
XVII Высокогорье северного Тянь-Шаня.
I. На крайнем западе Республики Казахстан простирается Прикаспийская низменность. Она располагается в пределах одноименной синеклизы Восточно-Европейской (Русской) платформы. Допалеозойский складчатый фундамент залегает здесь на глубине 10-15 км, а отложения чехла начинаются предположительно породами рифейского возраста. Горизонтальное залегание неоген – четвертичного покрова мощностью около 1000 м объясняет равнинный рельеф Прикаспийской низменности, нарушаемый положительными и отрицательыми формами созданными в результате соляной тектоники. Низменные равнины Прикаспия расположены на абсолютных отметках от 29,6 ниже уровня Мирового океана (близ уреза воды в Каспийском море) до +50 м. Для нее характерны плоский слаборасчлененный рельеф, сильная засоленность и обилие сорово - солончаковых понижений.
Стадийность отступления уровня Каспийского моря выразилась в формировании четко выраженных в рельефе трех уровней аккумулятивных морских равнин, и соответственно трех древних дельт реки Урал. Раннехвалынская равнина сложена песчано-глинистыми отложениями обширной четвертичной трансгрессии Каспия, ограничена абс. отметками от 0 до 49 м. Ее граница прослеживается в виде размытых абразионных уступов и сухих дельт рек. Оступая море оставило древние береговые линии на отметках +20 и +10 м. Поверхность равнины осложена древними дельтами, лиманными, соровыми и суффозионными понижениями.
Позднехвалынская равнина расположена ниже нулевой отметки, вдоль которой местами сохранились древние береговые валы и сухие дельты рек. Эта равнина расчленена меньше. В пределах распространения песчаных отложений в результате эоловой переработки был сформирован эоловый тип рельефа.
