Природные факторы ФОРМИРОВАНИЯ И РАЗВИТИЯ геосистем Восточного Казахстана

Тип работы: Курсовая работа
Бесплатно: Антиплагиат
Объем: 26 страниц
В избранное:

1 Природные факторы ФОРМИРОВАНИЯ И РАЗВИТИЯ геосистем Восточного Казахстана

1.1 История исследования геосистем
К территории Восточного Казахстана мы относим казахстанскую часть
Алтая, восточные борта Казахского мелкосопочника, котловину озера Жайсан,
Тарбагатай, Приертисье и другие территории, относящиеся к административному
делению Восточно-Казахстанской области. Условно эту территорию мы называем
Восточный Казахстан.
Территория Восточного Казахстана издавна привлекала внимание многих
выдающихся исследователей. Ее посещали географы: в 1771 г. - П.С. Паллас, в
1829 г А. Гумбольдт, в 1856- 1857 гг. - П.П. Семенов Тян-Шанский, в 1863-
1864 гг. - К. Струве и Г.Н. Потанин, в 1877-1878 гг. - Н.М. Пржевальский, в
1903 г. - Г.Е. Грум-Гржимайло; ботаники: в 1734 и 1741 гг. И. Гмелин, в
1793 г. - И. Сиверс, в 1826 г.- К. Ледебур, К. Мейер и А. Бунге, в 1840 г.-
Г. С. Карелин и И.П. Кириллов, в 1895-1911 гг.- В.В. Сапожников, 1899-1910
гг. - А.Н. Седельников, в 1908-1910 гг. и в 1936 г. - Б.А. Келлер; геологи:
в 1842 г. - А. Чихачев, в 1849 и 1851 гг. - А. Влангали, в 1911 и 1914 гг.
– В.А. Обручев; зоологи: в 1876 г. - А.Е. Брем. Многое для познания области
сделал местный краевед из ссыльных Е.М. Михаэлис [2-10].
Начало познанию природных богатств края было положено в XVII веке Ф. А.
Байковым, в первой четверти XVIII века — И. Унковским. Их путевые дневники
содержали некоторые географические сведения о местности от Тобольска вверх
по Ертису через хребты Калбинский и Тарбагатай в Джунгарию. Во второй
половине XVIII века наряду с экспедицией
И.Г. Гмелина и П.С. Палласа здесь работали отец и сын Лаксманы,
И.М. Ренованц, Е.М. Патрэн, П. Шангин, И. Сиверс, Ф. Риддер и др. В
результате были получены довольно обстоятельные сведения об орогидрографии,
почвах, флоре, фауне, минералах и населении. Большая часть материалов
касалась Рудного Алтая, где в XVIII веке уже начал развиваться горный
промысел. Для этого периода типичны маршрутный характер исследований и
общее естественноисторическое их направление [11-14].
Первые комплексные исследования Алтая были выполнены экспедициями
Академии наук: путешествия Гмелина в 1733-1734 гг. и Палласа в 1771 г. дали
описание р. Ертис и строения Алтая.
Подробные сведения о рудах, минералах, общей географии и строении Алтая
получены в результате путешествия по Ертису и Алтаю Гумбольдта и Розе в
1829 г. После 30-х годов XIX столетия регион исследования подвергся
особенно подробному изучению в рудном отношении.
Периоды исследования природных условий Восточного Казахстана можно
разделить на четыре части: 1. исследования XVIII в.; 2. исследования
большей части XIX в.; 3. исследования конца XIX и начала XX вв. до периода
реконструкции сельского хозяйства; 4. современный период исследований.
Первый этап – это эпоха попутных геологических наблюдений различными
естествоиспытателями, совершавшими свои путешествия с посольскими миссиями,
в военных отрядах или специально для исследований в снаряженных
экспедициях.
Второй этап – это эпоха всестороннего изучения (география, геология,
минеральные богатства, ботаника) природных условий Восточного Казахстана,
производимого как правительственными, так и общественными и частными
организациями и компаниями.
Третий этап – это период индустриализации освоения Большого Алтая
систематическое изучение минеральных богатств Геологическим комитетом,
гидрогеологии и почв организациями Министерства земледелия и
государственных имуществ.
Наконец, четвертый этап – это эпоха систематического, подробного и
всестороннего исследования природных условий в огромных масштабах сотнями
исследователей, различными научно-исследовательскими институтами и
производственными объединениями. В этот период подробно были изучены
методические основы гидрогеологии и гидроэкологии [15], геоэкологии [16-
17].
Ни одна из выше перечисленных работ специально не посвящена раскрытию
регионального аспекта охраны природы. Впервые эти аспекты геоэкологии
Казахстана, рассмотрены А.В. Чигаркиным в 1974 в работе Основные проблемы
ландшафтоведения и охраны природы Казахстана. В последущих публикациях
Чигаркиным А.В подробно расскрываются принципы геоэкологического
районирования и реконструкции, нарушенных геосистем, в ней Восточный
Казахстан рассматривается как геоэкологическая провинция. Региональными
геоэкологическими проблемами в настоящее время занимаются многие ученые
Восточно-Казахстанского областного территориального управления охраны
окружающей среды (ВКО ТУООС), Восточно-Казахстанского, Алтайского отдела
института геологии им. К.И. Сатпаева, работы, которых представлены в
отчетах, а также учеными Казахского Национального университета им. аль-
Фараби.
Таким образом, рассмотрев историю исследования природных компонентов
геосистем можно сделать следующие выводы:
- изучение природы Восточного Казахстана с конца XVIII в проводилось
попутно в виде отрывочных сведений с преобладанием рекогносцировочных
работ;
- исследования большей части XIX в. характеризуется проникновением
исследователей почти во все естественно исторические районы, но, как и
ранее преобладают рекогносцировочные работы. Характеризуется всесторонним
изучением географии, геологии, минеральных богатств, ботаники,
характеризуется как период первых комплексных исследований, проводимых как
правительственными, так и частными организациями и компаниями;
- исследования конца XIX и начала XX вв. до периода реконструкции
сельского хозяйства существенно отличается от двух предыдущих
комплексностью и физико-географической направленностью. Период
характеризовался систематическим геологическим изучением Восточного
Казахстана и его минеральных богатств, гидрологии и почв, проводимых
Геологическим комитетом, организациями Министерства земледелия и
государственных имуществ. В это время были установлены основные ботанико-
географические закономерности в распределении растительности в связи с
изменением рельефа, высоты над уровнем моря, характером почвенного покрова;
- проведенные исследования в современный период позволили автору
объективно представить проявления атропогенеза на природные системы с
последующим, использовать набор методов, позволявщих выявить специфику
проявлений антропогенной нагрузки в изменение состояния геосистем.

2. Геологические и тектонические особенности геосистем
Территория Восточного Казахстана прошла весьма длительный и сложный путь
геологического развития. В связи с этим она характеризуется структурно-
тектонической неоднородностью. Исходя из этого, современные
гидрогеологические процессы определяются характером палеозойских и
допалеозойских структур и древнего рельефа и проявлением молодой тектоники
[18-19].
Влияние геологического строения на экологическое состояние Восточного
Казахстана многообразно. Главным фактором является литология слагающих
пород их мощность, степень устойчивости к техногенному воздействию,
пористость и рыхлость играющие большую роль в процессах транспортировки и
аккумуляции техногенных выбросов [20], вследствие этого становится
неоходимо рассмотрение данного раздела для определения устойчивости
геосистем к техногенезу.
Наиболее древними структурами Восточного Казахстана являются каледониды
зон Алтая и Шынгыз-Тарбагатая. В их пределах представлены два структурных
яруса: синийско-кембрийский и верхнекембрийско-силурийский. Каледонские
структуры сложены терригенными породами нижнепалеозойского возраста в
значительной степени верхнекембрийско-силурийского.
Между каледонидами Алтая и Шынгыз-Тарбагатая простираются герциниды
Ертис-Жайсанской геосинклинальной зоны. С юго-запада к Шынгыз-Тарбагатаю
примыкают герциниды Джунгаро-Балкашской геосинклинальной зоны. В пределах
указанных геосинклинальных зон сформированы два верхних структурных яруса
палеозоя: девон-каменноугольный и верхнепалеозойский.
Основой создания структурного плана Восточного Казахстана с самого
начала геосинклинального развития этой территории явились неравномерные
глыбовые перемещения разбитого разломами докембрийского фундамента. В
направлении с северо-востока на юго-запад выделяются следующие зоны
глубинных разломов: Северо-Восточная, Ертиская, Шарская, Ертис-Жайсанская и
Балкаш-Шынгызская (Аягуз-Урджарская). Кроме перечисленных систем
региональных глубинных разломов, развита густая сеть менее значительных
нарушений и зон смятия, ответвляющихся от основных разломов и
простирающихся параллельно им или в других направлениях.
Холзунско-Шуйский антиклинорий входит в систему каледонид Горного Алтая
и отделен от Ертис-Жайсанской геосинклинали Северо-Восточной зоной смятия.
Структура представляет собой комплекс линейных складок северо-западного
простирания, выполненных отложениями ордовикского и силурийского возраста.
Большое распространение имеют продольные разломы северо-западного
простирания.
Шынгыз-Тарбагатайский мегантиклинорий является основной структурой
Восточного Казахстана, где широко развиты кембрийские, ордовикские и
силурийские отложения, смятые в узкие, но напряженные, местами
изоклинальные складки.
Центральную полосу Восточного Казахстана занимают герциниды Ертис-
Жайсанской геосинклинальной зоны, в пределах которой выделяется ряд крупных
структур, одним из которых является Алейский антиклинорий, расположенный в
северо-западной части Рудного Алтая. Ядро структуры сложено
метаморфическими породами нижнего палеозоя, дополнительно смятыми в ряд
более мелких антиклинальных складок меридионального простирания.
На описанные структуры каледонско-герцинского складчатого основания в
ряд наложены молодые структуры, сформированные в мезозойский этап
геологического развития территории. В пределах Сарсазанского синклинория и
Тарбагатайского антиклинория мезозойские мульды частично развиваются в
унаследованных на верхнепалеозойских структурах.
Территория Восточного Казахстана в альпийский цикл тектогенеза
развивалась изолированно на фоне более крупной геоструктуры, получившей
наименование Альпийской геотектонической системы Алтая. В пределах
последней выделяются три крупнейшие тектонические структуры первого
порядка: Алтайское сводовое поднятие (Алтайский свод), Предалтайский прогиб
и Внешняя цепь поднятий Алтая.
Описываемые тектонические зоны Алтая являются одновременно и основными
его орографическими системами, играющими роль водоразделов крупнейших
алтайских рек.
С севера, северо-запада, юго-запада и юга Алтайское сводовое поднятие
граничит со столь же крупной молодой отрицательной структурой, получившей
наименование Предалтайского прогиба, имеющего подковообразную форму,
обращенную выпуклой (внешней) стороной к западу. Фундамент его сложен на
большей части площади герцинидами. В качестве структур второго порядка в
пределах Предалтайского прогиба выделяются: Кулундинская впадина, Семей-
Шарская структурная перемычка, Жайсанская впадина.
Северо-Восточная краевая тектоническая зона расположена между областью
поднятия Южного Алтая на севере и областью глубокого опускания
палеозойского фундамента Центральной зоны на юге. Эта региональная
структура простирается в северо-западном направлении на 250 км при ширине
от 30 до 60 км. Фундамент Северо-Восточной зоны сложен интенсивно
дислоцированными отложениями нижнего - среднего карбона, прорванными
интрузиями гранитоидов. Мощность молодого осадочного покрова в пределах
описываемой зоны изменяется от 100 до 500 м.
Центральная тектоническая зона представляет собой опущенную часть
Зайсанской впадины, которая в течение всего кайнозоя (а частично и в
мезозое и в верхнем палеозое) являлась устойчивой областью прогибания.
Простирается она в северо-западном направлении на 240 км при средней ширине
45 км. С северо-востока зона ограничена Жайсанским региональным разломом
древнего заложения, интенсивно побновленным альпийскими тектоническими
движениями [21].
Юго-Западная краевая тектоническая зона Жайсанской впадины вытянута в
северо-западном направлении на 180 км при средней ширине 40 км.
Характеризуется она неглубоким неравномерным опусканием палеозойского
фундамента и относительно изменчивой мощностью кайнозойского осадочного
покрова (от 100 до 800 м). В наиболее опущенных участках прогибов,
возможно, присутствуют отложения верхнего палеозоя - мезозоя.
Общие геологические и тектонические особенности Восточного Казахстана
являются основополагающими факторами пространственного размещения геосистем
позволяющие оценить техногенную нагрузку. Современные геодинамические
особенности геосистем также находятся в зависимости от особенностей
подстилающих пород и характера их залегания. Последние связаны с процессами
развития речной сети в неоген четвертичное время, следовательно,
формирование речных бассейнов в пределах геосистем.

1.3 Полезные ископаемые и минеральное сырье

Восточный Казахстан обладает большими запасами полезных ископаемых,
оказывающих большое прямое и опосредованное экологическое влияние на
окружающую среду: Рудноалтайский пояс подразделяется на три
металлогенические зоны: Белоубинско-Сарымсакты-Куритинскую (железо-
полиметаллически-редкоземельную); Рудноалтайско-Ашлинскую (золото-медно-
полиметаллическую); Ертис-Фуюнскую (медно-золоторудную). Западно-Калбинский
пояс характеризуется золоторудными, редкоземельными и редкометальными
проявлениями. Жарма-Сауырский пояс имеет три металлогенические зоны:
Сиректас-Сарсазан-Кобукскую (медно-золото-редкометально-редкозе мельную);
Жарма-Сауыр-Харатунганскую (медно-золоторудную); Шарско-Зимунайскую (хром-
никель-ртуть-золоторудную). Данные территории уже являются или потенциально
могут являться объектами техногенного воздействия с нарушением развития
геосистем. На настоящий момент известны 412 месторождений, из которых 132 -
твердые полезные ископаемые и 280 – неметаллические (Приложение В, таблица
В.1). [22-28].
В Березовско-Белоусовское рудное поле объединяются Березовское,
Новоберезовское, Красноярское, Ертиское, Карьерное и Рудные поля, сложенные
в основном вулканогенно-осадочными и осадочными отложениями девона, в
меньшей мере - раннего карбона.
Ертиское полиметаллическое месторождение открыто в 1953 г., до 1958 г.
разведывалось, а с 1964 г. ведется его отработка подземным способом.
Месторождение изучалось первооткрывателями Ю.Ю. Воробьевым и Н.И.
Стучевским. По вещественному составу руды представлены мелко- и
тонкозернистыми разностями, сложенными взаимопрорастаниями
многокомпонентных сульфидов железа, меди, свинца и цинка. Главными
рудообразующими минералами являются сфалерит, халькопирит, галенит, блеклая
руда.
Белоусовское месторождение известно с 1797г., до 1950 г. отрабатывались
его 1 и 2 залежи. В 1952-1954 гг. были открыты Глубочанские залежи 3, 4,5,
6, а в 70-х - 7, 9 и 10 [27-28]. (таблица 1 и 2)
Основные рудные тела Белоусовского месторождения представлены
преимущественно богато – и прожилково-вкрапленными рудами, сложенными
сфалеритом, пиритом, галенитом, халькопиритом и блеклыми рудами.
Николаевское месторождение. Николаевское колчеданно – медно-цинковое
месторождение в Приертиском районе Рудного Алтая, находится в 12 км к югу
от г. Шемонаиха. Месторождение обнаружено в 1749 г. Изучением месторождения
в разные годы занимались С.Г. Анкинович, Н.Л. Бубличенко, М.К. Воронцова,
П.Ф. Иванкин. В.А. Наумов, М. А. Тойбазаров (таблица 3). Основные рудные
минералы представлены пиритом, сфалеритом, халькопиритом, галенитом,
блеклыми рудами, нерудные — кварцем, баритом, карбонатом и др [26-28].
(приложение Г, таблица Г.1).

Таблица 1 – Среднее содержание основных компонентов по типам и подтипам руд
Белоусовского месторождения [27]

Подтипы руд Основные компоненты,%
Медь Свинец Цинк Барий Сера общая
Полиметаллический 0,78 0,73 2,7 2,83 8,21
Свинцово-цинковый 0,36 1,35 4,85 2,97 8,4
Цинковый 0,17 0,17 3,10 0,68 6,47
Итого 0,44 0,75 3,55 2,15 7,69
полиметаллические руды
Медно-цинковый 1,20 0,18 2,69 1,13 9,8
Медно-колчеданный 2,9 0,15 0,17 0,24 18,59
Всего по месторождению 0,54 1,15 4,74 2,65 9,30
(балансовые руды)

Орловское месторождение. Орловское колчеданно-медно-цинковое
месторождение административно расположено вблизи поселков Горняк Алтайского
края и Орловка Семипалатинской области Республики Казахстан. Месторождение
открыто в 1959 г.
Изучением месторождения занимались Л.И. Панкуль, И.Т. Сахаров,
В.М. Волков, В.А. Исаков, Е.А. Ганжа. В.И Иванов, Ю.Г. Бондаренко. Ведущими
компонентами руд являются медь, цинк, свинец, сера и барий, а попутными
компонентами служат золото, серебро, кадмий, ртуть, висмут, мышьяк, сурьма,
селен, теллур и таллий.
Снегирихинское месторождение. Снегирихинское колчеданно-медно-цинковое
месторождение открыто в начале 70-х годов. Располагается оно в одноименном
рудном поле в 4 км к северо-западу от месторождения Анисимов ключ и 14 км
юго-западнее пос. Карагужиха. Главными рудными минералами являются пирит,
халькопирит, сфалерит галенит и блеклая руда, второстепенными и редкими -
магнетит, арсенопирит, пирротин, минералы висмута и др.

Таблица 2 – Среднее содержание попутных компонентов по типам и подтипам руд
Белоусовского месторождения [27]

Подтипы руд Попутные компоненты, гт
ЗолотоСереброКадмий Мышьяк Сурьма Селен Теллур Висмут
Свинцово-цинк0,72 38,57 169,83 596,57 303,11 9,48 4,35 9,44
овый
Цинковый 0,18 9,49 98,70 406,5 104,69 4,93 4,0 6,69
Полиметалл-ли0,49 45,59 128,10 532,25 220,06 10,59 4,43 10,01
ческие
Медно-цинковы0,31 97,96 95,69 684,80 167,12 15,31 4,95 14,13
й
Медно-колчеда0,51 8,49 8,0 174,0 186,0 19,1 8,1 17,6
нный
Всего 0,38 51,30 158,33 651,44 285,53 14,1 4,54 12,23

Месторождение Чекмарь. Месторождение Чекмарь открыто в 1976 г. в
50 км к северу от г. Риддера. Располагается оно на продолжении структур
Гусляковского месторождения в юго-восточном направлении в центре Звездно-
Гусляковской рудной зоны. По составу в пределах подсчетных контуров
преобладают полиметаллические, свинцово - и медно-цинковые разности.
Риддерское рудное поле. Месторождения Риддерского рудного поля
(Сокольное, Риддерское, Крюковское, Ильинское, Филипповское,
Новолениногорское) расположены в восточной части Рудного Алтая на стыке
двух региональных структур – каледонид Алтайско-Саянской складчатой зоны и
герцинид Юго-Западного Алтая.
Риддер-Сокольное месторождение. Риддерское месторождение известно с 1784
г. Сокольное месторождение открыто в первой половине XIX в. Месторождение
располагается в средней наиболее приподнятой части Риддерского грабена. По
вещественному составу руды относятся к собственно полиметаллическому типу.
В рудных залежах выделяются медно-колчеданные, медно-цинковые,
полиметаллические и барит полиметаллические руды. Основными промышленными
компонентами являются свинец, цинк, медь, а попутными - золото, серебро,
кадмий и ряд других элементов-примесей.

Таблица 3 – Характеристика типов руд Николаевского месторождения [27]

Типы руд Минералы Характерные
Главные Второстепенные Текстуры Структуры
Кристал-личеПирит Марказит Массивная, Гипидиоморф-ноа
ские Халькопирит Галенит гнездово-вкрапленллотрио-морфно-
Сфалерит Барит ная, прожилковая зернистая,
Кварц Серицит крустификационнаяэмульсионная.
Серицит Блеклая руда
Переходные Пирит Галенит Брекчиевая, Алло- и
Марказит Серицит цементация, гипидио-морфно-
Сфалерит Блеклая руда пятнистая, коллоидная,
Вюртцит Кварц гнездовая реликтовая
Халькопирит сетчатая
Метакол-лоидМарказит Сфалерит Линзовидно-слоистКоллоидная,
ные Вюртцит Блеклая руда ая, сгустковая, моховидная,
Мельниковит Кальцит ритмично-слоистаяромбоидальная,
Халькопирит Ковеллин , тонкодисперсная
Галенит Халькозин колломорфно-полосрадиально-лучис
Тонкозер-нисГринокит чатая, тая, зарнистая.
тый пирит с Барит почковидная,
марказитом. брекчиевидная.

Новолениногорское месторождение. Новолениногорское месторождение
расположено в восточной части Риддерского рудного поля, в области его
сочетания с Успенско-Карелинской зоной (13 км к востоку от г. Риддера).
Открыто оно в 1981 г. и изучалось Г.С. Январевым, А.М. Кудрявцевым. Руды
Новолениногорского месторождения в основном прожилково-вкрапленные,
полиметаллические, свинцово-цинковые с золотом и серебром.
Тишинское месторождение. Месторождение расположено в 18 км к юго-западу
от г. Риддера, в центральной части Бутачихинско-Кедровской зоны. Она
находится на юго-западном крыле Синюшинского антиклинория и является
составной частью Рудноалтайского полиметаллического пояса. Тишинское рудное
поле приурочено к пересечению зон субширотных разломов и Бутачихинско-
Кедровского глубинного разлома северо-западного простирания. Руды
месторождения колчеданно-полиметаллические.
Малеевское месторождение. Малеевское колчеданно-полиметаллическое
месторождение находится в 12 км к северу от г. Зыряновска. Оно известно с
1840 г. и в небольших масштабах разведывалось и отрабатывалось до 1954 г.
Возобновление в 80-х годах геологоразведочных работ позволило открыть
родниковую рудоносную зону и отнести месторождение к разряду крупных. По
вещественному составу руды разнообразны (Приложение Д, таблица Д.1).
Зыряновское месторождение. Расположено в одноименном районе Рудного
Алтая, на западном склоне Ревнюшинской структуры. Месторождение было
открыто в 1791 г., изучалось многими поколениями геологов. В рудах известно
более 100 минералов. Главные рудные минералы – сфалерит, галенит,
халькопирит и пирит, из нерудных – кварц, кальцит, доломит, барит и др.
Основные полезные компоненты в рудах – медь, свинец и цинк, содержание
которых изменяется от долей до десятков процентов.
Месторождение Карчига. Месторождение Карчига пространственно размещается
в осевой части Курчум-Кальджирского горст-антиклинория. Месторождение
изучалось в 1913-1914 гг. и позже с перерывами в 1934-1969 гг. В
исследовании и оценке месторождения участвовали Г.Г. Келль, Д.М. Шилин, Б.
И. Вейц, А. Н. Дербас, А.А. Шатобин, Б. Ф. Зленко. В составе руд, как и на
Вавилонском месторождении, отмечается большое количество минералов. Главные
рудные минералы – пирит, пирротин, халькопирит, сфалерит, магнетит.
Вавилонское месторождение. Вавилонское медно-колчеданное месторождение
разрабатывалось в древнее время, а позднее – с перерывами в 1786-1817 гг.
Начиная с 1940 г. оно изучалось А.П. Никольским, Н. Н. Великой, Б. И. Вейц
и другими исследователями. По данным этих исследователей, для месторождения
характерно чередование кварц-кордиерит-антофиллитовых, актинолитовых и
кварцево-слюдистых сланцев, графитизированных филлитов и кварц-
полевошпатовых биотитизированных песчаников такырской свиты.
Таким образом, описанный выше анализ месторождений позволяет сделать
выводы о том, что территория Восточного Казахстана с слагающими породами
допалеозойского и палеозойского возраста относится к категории экологически
устойчивых [20], но в то же время является объектами интенсивного
техногенного воздействия с наблюдающим нарушением структуры геосистем.

1.4 Рельеф и современные геоморфологические процессы
Рассмотрение особенностей орографии позволит характеризовать
экологические свойства окружающей среды, с позиции наиболее полной оценки
антропоненного воздействия.
По устройству поверхности Восточный Казахстан делится на шесть регионов
[29-33]. Северо-восточная часть рассматриваемой территории охватывает юго-
западную периферию Саяно-Алтайской горной системы и известна в
геологической литературе под наименованием Юго-Западного Алтая. На юго-
востоке простирается равнина Жайсанской межгорной впадины, обрамленной с
юга и юго-запада хребтами Сауыр-Тарбагатая. На крайнем юге Восточного
Казахстана расположена пустынно-степная равнина Алакольской межгорной
впадины. Западную и юго-западную части описываемой территории занимают
обширные приподнятые мелкосопочные равнины Центрального Казахстана.
Постепенно снижаясь в северном и северо-западном направлениях, Центрально-
Казахстанский мелкосопочник в районе Приертисья Семей сливается с обширной
равниной Западно-Сибирской низменности.
Юго-Западный Алтай представляет собой горную страну. По северной ее
границе располагаются хребты так называемого Горного Алтая, которые служат
водоразделом рек Оби и Ертиса. Наиболее высоким из них является хребет
Катунские белки с главной вершиной горой Белухой (4605 м). От этого
орографического центра в северо-западном направлении протягивается
непрерывная цепь хребтов: Листвяга, Холзун, Коксуйские горы и хребет
Тигирецкий. Высоты их составляют 2200-2800 м и уменьшаются к юго-западу. К
этому главному водоразделу с юго-запада примыкает сложная система горных
массивов и гряд, среди которых наиболее значительны хребты Ульбинский (1800-
2200 м), Ивановский (до 2800 м) и Убинский (1100-2000 м), имеющие юго-
западное простирание и образующие водоразделы правобережных притоков Ертиса
– Убы, Ульбы и Буктырмы. Эти хребты за богатства своих недр получили
название Рудного Алтая.
К югу от Горного Алтая расположена система хребтов Южного Алтая; здесь в
направлении с севера на юг выделяются хребты Тарбагатай (2200-
3000 м), Сарымсакты (3000-3400 м), Нарымский (1500-2500 м), Южный Алтай
(2800-3400 м), Куршымский (до 2000 м) и Азутау (2000-2300 м).
На юго-западе региона располагается Калбинский хребет (1600 м),
вытянутый в широтном направлении с разворотом на запад.
В пределах Юго-Западного Алтая встречаются высокие, среднегорные и
низкогорные типы горного рельефа. Высокогорный рельеф, развитый в пределах
и Южного Алтая на абсолютных отметках свыше 2000 м, отличается
чрезвычайно густой расчлененностью и большой глубиной вреза
(до 1700-1800 м), в основном гребневидными, реже уположенными вершинами,
крутыми обнаженными склонами. В пределах хребта сохранилось современное
оледенение. Здесь по М.В. Тронову (1949), насчитывается 122 ледника.
Реликты оледенения в виде типичных гляциальных форм рельефа встречаются в
пределах Горного и Южного Алтая.
Южный Алтай характеризуется чрезвычайной крутизной склонов, некоторой
выравненностью водоразделов на крайнем западе и сильным расчленением их с
обилием ледниковых форм в центральной и восточной частях. Относительные
превышения варьируют в пределах 600-1000 м, достигая в отдельных случаях
1500-1700 м. Наиболее высоко поднятые участки хребтов Нарынского,
Сарымсакты и Южный Алтай осложнены альпийскими формами рельефа.
Среднегорный рельеф, широко развитый в Юго-Западном Алтае
характеризуется абсолютными отметками 1000-2000 м и отличается от
высокогорного рельефа меньшей глубиной эрозионного вреза (максимальные
значения которого здесь не превышают 500-600 м), несколько меньшей степенью
расчлененности. Отличительной чертой среднегорного рельефа является
появление в нижних частях горных склонов, в логах и долинах рек скоплений
рыхлого обломочного плохо отсортированного делювиально-пролювиального и
аллювиально-пролювиального материала мощностью до нескольких метров.
Низкогорный рельеф наиболее широко развит в пределах описываемого
региона и представляет собой переходную ступень от описанных высокогорных и
среднегорных типов рельефа к мелкосопочнику предгорий. Абсолютные отметки
водоразделов и отдельных вершин колеблются в пределах 600-1000 м. Рельеф
большей части низкогорья слабо расчлененный, пологосклонный, с уплощенными
водоразделами и вершинами отдельных возвышенностей. Максимальные глубины
вреза достигают 100-200 м.
В пределах низкогорья наблюдаются зрелые формы речных долин хорошо
разработанными руслами и комплексом аккумулятивных террас, мощность
отложений которых достигает десятков и метров.
Крупные реки (Ертис и Буктырма) имеют до шести надпойменных террас от
нижнечетвертичного до современного возраста и два уровня пойменных террас,
причем высокие уровни террас сохранились лишь фрагментарно на участках
протяженностью в несколько сотен метров. Высота террас возрастает от 2-5 м
у низких надпойменных террас до 60-80 м у высоких. Ширина террас колеблется
от сотен метров (высокие террасы) до нескольких километров (низкие
террасы).
Одной из характерных особенностей рельефа горной части Восточного
Казахстана является наличие в нем ряда межгорных впадин (Риддерской, Нарын-
Буктырминской, Верхне-Каракабинской, Бобровской, Успенской и др.),
обязанных своим происхождением тектонике и заполненных рыхлыми
кайнозойскими отложениями. Рельеф впадин в общем равнинный. Поверхности
впадин постепенно погружаются с востока на запад: Риддерской с 1000 до 600
м, Нарын-Буктырминской с 1000-1300 до 800 м, Верхне-Каракабинской с 2300-
2600 до 1600 м; поверхность Бобровской впадины наклонена от 1500 до 1100 м
с запада на восток и с севера на юг.
Жайсанская впадина расположена межгорными сооружениям Алтая и Калбы – на
севере и Сауыр-Тарбагатая – на юге. Рельеф большей части территории
Жайсанской впадины имеет облик аккумулятивной аллювиально-пролювиальной и
аллювиально-озерной равнины. Плоская поверхность равнины слабо наклонена к
центру впадины, где и расположено оз. Жайсан, в настоящее время, перекрытое
Буктырминским водохранилищем, с абсолютной отметкой зеркала воды 394,8 м. В
центральной части Северного Прижайсанья и на левобережье Кара Ертиса широко
распространены эрозионно-денудационно – грядово – холмистые равнины.
Ограничивающая с юга Жайсанскую впадину, вытянутая в широтном
направлении система хребтов, входящих в Сауыр-Тарбагатай, представлена
высокогорными, среднегорными и низкогорными типами рельефа. На востоке
горная система начинается хребтом Сауыр. Сауыр является наиболее высоким
хребтом в описываемой горной системе (до 3816 м), к которому приурочена
область современного оледенения Сауыр-Тарбагатая. Положение снеговой линии
около 3300 м, границы ледниковых языков около 3000 – 3500 м. Общая площадь
ледниковых, фирновых и снежных полей около 30 км2. На высотах 3200-3700 м
развиты формы расчлененного гляциально-высокогорного рельефа.
От хребта Сауыр в западном и северо-западном направлении ответвляется
более низкий хребет Манырак, имеющий максимальную высоту 2053 м. Восточное
ответвление Манырака, имеет контуры массивного глыбового поднятия, известно
под наименованием хребта Сайкан. Перечисленные хребты составляют собственно
Сауырскую горную группу.
На западе региона протягивается хребет Тарбагатай, ось которого,
испытывает общее погружение в западном направлении, в связи, с чем
абсолютные отметки водораздела понижаются с востока на запад от 2900 до
1600 м. В западном и северо-западном направлении переходит в низкогорный с
мягкими контурами рельеф, приближающийся к типу мелкосопочника.
Между хребтами Сайкан и Сауыр расположена Кендерлыкская мульда, в
центральной части которой протягивается хребет Акжал. Вдоль оси, в северо-
западном направлении она вытянута на 25 км и достигает ширины в средней
части 14 км. Абсолютные отметки поверхности 1000-1600 м, а хребта Акжал —
от 2000 м на востоке до 1300-1400 м на западе. К югу мелкосопочник
постепенно и незаметно переходит к Шынгызскому холмогорью, приобретая
некоторые элементы рельефа низких гор. Здесь в северо-западном направлении
протягиваются хребты Кан-Шынгыз, Шынгыз-Тау имеющие северо-западное
простирание, совпадающее с направлением хребтов Сауыр-Тарбагатая. Эти горы
являются основным водоразделом между бассейнами р. Ертиса и оз. Балкаш.
Среди мелкосопочных приподнятых денудационных равнин выделяются
несколько типов рельефа. Наиболее распространен столово-увалистый рельеф
различных гипсометрических уровней; поверхностный профиль увалов
симметричный с пологими склонами (5-10°), относительными превышениями до
100 м.
Западно-Сибирская низменность входит в пределы Восточного Казахстана
крайней юго-восточной частью и представляет собой однообразную плоскую
лесостепную и степную равнину Приертисья Семей, в южной части с террасами
р. Ертиса. В юго-западном направлении отметки снижаются до 150 м и
поверхность приобретает характер пологохолмистой террасированной озерно-
аллювиальной и аллювиальной равнины.
Вышеописанные особенности устройства поверхности Восточного Казахстана и
современные геоморфологические процессы играют значительную роль в
структурной организации геосистем, приуроченных к бассейну реки Ертис и его
притоков разного порядка. Рисунок древнего поверхностного стока часто не
соответствует современной гидрографической сети, но в характере структуры
геосистем и степени интенсивности функционирования играет ведущую роль, что
связано с процессами их саморегуляции.
Таким образом, характеризуя экологические следствия орографии и рельефа
можно прийти к выводу о том, что среднее течение р. Ертис, является зоной
транзита выноса загрязнителей; расположение гор определяет барьерный
климатический эффект, проявляющийся в аккумуляции на наветренных склонах
атмосферных осадков, следствием чего, является формирование в горах стока,
приводящего к проявлениям экзогенных, селевых и других процессов
естественной экологической дистабилизации окружающей среды; наличие
денудационных и аккумулятивных равнин способствуют широкому развитию
процессов водной эрозии 20.

1.5 Климатические факторы формирования геосистем
Климат Восточного Казахстана континентальный с большими суточными,
сезонными и годовыми амплитудами колебаний температуры воздуха, что
определяется глубоким внутриконтинентальным положением территории
(Приложение Е, таблица Е.1).
В теплое время года радиационный баланс всюду, за исключением
высокогорного альпийского пояса, положителен с наибольшими величинами в
июне-июле. Отрицательный баланс наблюдается повсеместно с ноября по февраль
и достигает наименьших величин в декабре-январе. Максимальные
среднемесячные суммы радиационного баланса могут достигать от 9,8 до 10
джм2, а минимальные от 1,7 до 1,9 джм2. Суммарные годовые величины
радиационного баланса изменяются от 37 джм2в высокогорье до 42 джм2 в
северных предгорных районах и достигают 40 джм2 на юге Жайсанской
котловины, в долине Ертиса и Буктырмы - до 43 джм2 [38].
Суммарная солнечная радиация по территории изменяется закономерно с
севера на юг и составляет на севере 108-110, в долине реки Буктырмы – 122-
124, а на юге -134-135 ккалсм2 в год.
По ясности неба и числу часов солнечного сияния Восточной субрегион
превосходит европейскую часть территории стран Содружества на тех же
широтах и может соперничать с Крымом. Например, города Киев, Усть-
Каменогорск и Риддер расположены одной широте. Годовое же число часов
солнечного сияния составляет р. Киеве 1786, в Усть-Каменогорске - 2287, в
Риддер – 2395.
Восточный Казахстан можно отнести в целом к хорошо увлажненным
территориям Казахстана, если учесть, что на 30 % его территории выпадает
менее 200 ммгод и только на 20% территории - 400 ммгод. [38-39].
Годовые суммы атмосферных осадков, по территории субрегиона изменяются
от 119 до 220 мм в центральных частях Жайсанской котловины. На предгорных
равнинах Рудного Алтая они варьируют от 300 до 500 мм, а высоко в горах
достигают 2000-2500 мм. На Южном Алтае их может выпадать до 1200-1500 мм.
Итак, горы становятся преградой или своеобразным барьером на пути воздушных
масс. Такой барьер образуется, когда воздушные массы вынуждены подниматься
по наветренным склонам гор.
Месячный максимум осадков чаще всего наблюдается в июне или июле. В Юго-
Западном Алтае есть еще второй максимум, менее выраженный, приходящийся на
октябрь-ноябрь. В остальных районах Горного Алтая и Верхнего Ертиса от лета
к осени происходит постепенное снижение количества осадков (таблица 4 и 5).

Самое большое количество осадков, выпадает в районе ... продолжение

Вы можете абсолютно на бесплатной основе полностью просмотреть эту работу через наше приложение.