Природные ресурсы Карагандинской области

Сообщение 

по географии

на тему: Природные ресурсы Карагандинской области. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

Карагандинская  область полностью представляет собой Центральный Казахстан. Центральный Казахстан занимает пространство степной и полупустынной зон в пределах двух крупных орографических и геоморфологических единиц: Тургайского плато на западе и Казахского мелкосопочника в центре и на востоке. Физико-географическая дифференциация территории Центрального Казахстана определяется пересечением широтных зональных границ с меридиональным геолого-геоморфологическим рубежом, разделяющим Тургайское плато и Казахский мелкосопочник.  Тургайское плато располагается между Южным Уралом и Мугоджарами на западе и Казахским мелкосопочником с поднятиями Кокчетавских гор и гор Улутау на востоке. В отличие от названных соседних территорий, где складчатые палеозойские структуры в основном выходят на поверхность, Тургайское плато представляет собой эпигерцинское платформенное образование с относительно глубоким залеганием палеозойского фундамента. Тектонически оно соответствует осложненной разломами Тургайской синеклизе, соединяющей Западно-Сибирскую плиту с Туранской плитой, и северному выступу Туранской плиты.  Посредине описываемой территории почти в меридиональном направлении идет пониженная узкая полоса, расширяющаяся к югу. Это Тургайская ложбина. Абсолютные высоты здесь 100-125 м. По ложбине вытянулась цепь многочисленных озер с большим озером Кушмурун на севере, в которое впадает река Убаган, на юге по ложбине протекает река Тургай. На дне ложбины имеется покров из древнеаллювиальных и озерно-аллювиальных отложений.   К западу и востоку от Тургайской ложбины высоты возрастают до 200, иногда до 300 м. Поверхность сложена горизонтально залегающими слоями палеогеновых и неогеновых отложений. Палеоген (олигоцен) представлен морскими осадками, преимущественно соленосными глинами, и озерно-аллювиальными осадками, неоген (миоцен) — главным образом континентальными песками.   Северная часть Тургайского плато расчленена слабо. Для нее характерны низкие холмы и увалы, неглубокие озерные впадины. Южнее плато расчленено системой ложбин на изолированные столовые возвышенности. Некоторые из них снижены и превращены в плосковерхие останцы, которые всего лишь на несколько десятков метров возвышаются над плоскодонными лощинами. Столово-останцовая равнина имеет сеть балок и широких долин пересыхающих речек, пологие западины, в которых лежат соленые озера. Полагают, что расчленение платообразной поверхности на столовые возвышенности произошло в результате усиленной эрозии в период с более влажным, чем теперь, климатом, соответствовавшим эпохе максимального оледенения на севере Евразии. Позднее в условиях резко континентального сухого климата развивались процессы дефляции и овражистого расчленения краев столовых возвышенностей. Казахский мелкосопочник, занимающий обширнейшее пространство к востоку от Тургайского плато, представляет собой возвышенную волнистую равнину с отдельными низкогорными массивами. Это территория с поверхностным залеганием каледонского складчатого комплекса на западе и герцинского на востоке.   В гипсометрическом отношении Казахский мелкосопочник отчетливо делится на две части — западную и восточную (граница между ними идет примерно по 72° в. д.). 

 Западная  часть, вытянутая в меридиональном  направлении на расстояние до 950 км, имеет средние абсолютные  высоты от 300 до 500 м и характеризуется  большей выровненностью рельефа. Здесь только два низкогорных массива: Улутау на западе и Кокчетау (Кокчетавские горы) на севере. Высшая точка массива Улутау поднимается до 1133 м, горы Кокчетау достигают 947 м.

Восточная часть, простирающаяся с севера на юг на 350-400 км, отличается большими абсолютными  высотами (в среднем от 500 до 1000 м) и более расчлененным рельефом. В  центре ее поднимаются Каркаралинские горы (до 1403 м), низкогорья Кызылтас с массивом Аксоран (1565 м) — высшей точкой Центрального Казахстана и др. На востоке расположен хребет Чингизтау (1305 м). Низкогорные массивы опоясаны мелкосопочником.

В протерозое и начале палеозоя на территории Казахского мелкосопочника располагалась часть  обширной Урало-Тянь-Шаньской геосинклинальной области. В конце нижнего палеозоя в результате проявления каледонской складчатости на западе территории произошло образование жесткой складчатой глыбы, тогда как в ее восточной части сохранялся геосинклинальный режим. Лишь к концу палеозоя в результате герцинского орогенеза восточная часть также превратилась в складчатый горный массив. С этого времени весь Казахский мелкосопочник приобрел платформенный режим и вступил в континентальный период развития.  Как каледонская, так и герцинская складчатости сопровождались образованием поднятий, впадин, изгибов, разломов, вдоль которых происходили надвиги, взбросы. Одновременно развивалась вулканическая деятельность, вызывавшая сильную метаморфизацию палеозойских отложений.

Герцинская горная страна уже к мезозою была сильно денудирована, а позднее превратилась в пенеплен с остаточными низкогорьями. Процессы эрозии и денудации развивались в условиях теплого и влажного климата мелового и палеогенового периодов. По прогибавшимся участкам на окраины страны в палеогене проникло море, выработавшее абразионные равнины и оставившее морские отложения. Во время альпийского орогенеза произошли поднятия и опускания отдельных частей территории, что усложнило рельеф и на участках новейших тектонических поднятий привело к его омоложению.  Территория Казахского мелкосопочника сложена в основном сильно дислоцированными метаморфическими сланцами, кварцитами, песчаниками и известняками докембрия и палеозоя, местами, в особенности на западе, перекрытыми тонким чехлом мезокайнозойских отложений. Осадочные породы палеозоя прорваны разновозрастными, преимущественно гранитными интрузиями, а также диоритовыми, габбро и др.   Каледонская складчатая зона западной части мелкосопочника в структурно-тектоническом отношении представляет собой чередование массивов, антиклинориев, синклинориев и внутренних впадин. Ядра крупных массивов (Кокчетауского и Улутауского) состоят из метаморфических пород архея и протерозоя, крылья — из отложений нижнего палеозоя. К массивам и антиклинориям приурочены повышенные участки территории. Впадины (Тенизская, Джезказганская и др.) выполнены более молодыми отложениями палеозоя (девон, карбон и пермь) и соответствуют относительно выровненным и пониженным участкам. Крупнейшие антиклинории герцинской складчатой зоны (Чингизский и др.) имеют в ядре породы нижнего палеозоя, а крылья их сложены силуром и девоном. Здесь же расположены крупные синклинории (Карагандинский, Северо-Балхашский), выполненные мощными вулканогенными и осадочными толщами девона, карбона и перми. Широко развиты интрузии и эффузии. Обилие интрузий и эффузий определяет богатство Казахского мелкосопочника полезными ископаемыми, особенно рудными. С каледонскими интрузиями связаны месторождения золота, хромитов, никелевых, титано-магнетитовых и других руд. Особой мощностью отличались герцинские интрузии различного химического состава — от ультраосновных до наиболее кислых, что способствовало образованию разнообразнейших полезных ископаемых, особенно меди, свинца, молибдена, железа, золота, вольфрама и др. С палеозойским же этапом развития связано формирование крупнейших угольных месторождений (Караганда, Экибастуз).                                                                                                                                                                   На территории Казахского мелкосопочника можно выделить три основных типа рельефа: низкогорья, мелкосопочник и равнины.

Низкогорья  нельзя рассматривать просто в качестве останцов денудированной горной страны. Они соответствуют участкам обширных новейших поднятий — сформированным неотектоникой антиклинориям. Оси этих антиклинориев имеют волнистый профиль, что делает возвышенности прерывистыми.

Абсолютные  высоты низкогорий — 1000-1500 м, относительные  же высоты обычно не превышают 500-600 м. Тем  не менее возвышенные массивы имеют типично горный рельеф с сильным расчленением. Характерны крутые скалистые склоны, каменистые осыпи, разнообразные формы выветривания. Ориентировка хребтов обычно связана с простиранием горных пород. Примером этому могут служить Каркаралинские горы; это обширное нагорье, состоящее из многочисленных обособленных массивов, сложенных гранитами, порфиритами и кварцитами. Северные склоны гор круче южных, богаче родниками и растительностью. Хребет Чингизтау также представляет собой антиклинорий, круто обрывающийся к северо-востоку и ступенями спускающийся на юго-запад. Подобный же характер имеют отдельные участки горного массива Улутау и горы Кокчетау.

Большая часть территории Казахского мелкосопочника занята собственно мелкосопочником, со всех сторон окружающим массивы низкогорий (мелкосопочником называют возвышенную волнистую равнину, на которой рядами или беспорядочно расположены многочисленные холмы и увалы из коренных отложений с относительной высотой 15-60 м). Мелкие сопки, гряды и увалы изборождены густой ложковой сетью. Их сглаженные вершины осложнены скалистыми выступами. Мелкосопочные массивы разобщены древними и современными межсопочными долинами на отдельные участки. Местами встречаются замкнутые котловины с озерами и солончаками. Морфологические особенности мелкосопочника связаны со структурными и литологическими условиями. Кварциты дают резкие скалистые выступы, в гранитах наблюдаются своеобразные матрацевидные отдельности и т. д. Склоны сопок большей частью пологи благодаря обильному накоплению у их подножий щебнистых продуктов разрушения, в которых сопки как бы утопают. Это следствие влияния современного сухого континентального климата, способствующего интенсивному физическому выветриванию. Вынос продуктов выветривания за пределы Казахского мелкосопочника затруднен из-за малого количества осадков.

Прежде  мелкосопочник принимали за почти  типичный пенеплен. Теперь же его рассматривают  не как конечную стадию выравнивания рельефа, а как результат недавних тектонических поднятий, деформаций и расчленения древнего пенеплена. Как приречный, так и водораздельный мелкосопочник сформировался за счет расчленения и размыва цокольных равнин с древней корой выветривания. Эти цокольные равнины являются свидетелями раннего этапа рельефообразования — этапа пенепленизации. Мелкосопочник же — продукт последующего этапа развития рельефа — этапа разрушения пенеплена.

Вершины сопок соответствуют гипсометрическим уровням древних поверхностей выравнивания. Кроме поверхности, фиксированной  древней корой выветривания, насчитывают  еще несколько таких уровней. Их образование связано с тектоническими колебаниями.

Характерны  широкие (от 3 до 20 км) древние долины, имеющие сейчас сухие русла. Их ширина свидетельствует о том, что в  неогене, в условиях более влажного климата, эрозионная деятельность проявлялась  гораздо интенсивнее, чем теперь. Однако большинство древних долин  погребено сейчас под наносами. Современные  речные долины во многих случаях унаследовали древние долины и также характеризуются  значительной шириной. Развитию широких  долин способствует и крайняя  неравномерность стока с резко  выраженным весенним максимумом, вызванным  таянием снега.

Восточная часть Казахского мелкосопочника представляет собой классическую область развития мелкосопочного рельефа. К северу же и к западу типичный мелкосопочник переходит в слабоволнистые равнины с разбросанными кое-где горно-островными возвышенностями. Образование этих равнин связано с опусканием отдельных частей территории и затоплением их водами палеогенового моря, абразия которого и накопление морских осадков сгладили неровности мезозойского рельефа, образовав выровненные пространства. На западе Казахского мелкосопочника эрозионный размыв в условиях тектонических поднятий начала четвертичного периода привел к образованию приречного мелкосопочника — полос расчлененного рельефа, приуроченных к коренным берегам речных долин.

На севере Тургайского плато и Казахского мелкосопочника распространены преимущественно  степные ландшафты, образующие вместе со сходными ландшафтами юга Западно-Сибирской равнины степную зону. Южнее пространство Тургайского плато и Казахского мелкосопочника занято полупустынной зоной. Самая южная часть Казахского мелкосопочника относится к северной зоне пустынь. 

Степная зона в пределах Центрального Казахстана 

К степной  зоне относится северная, слаборасчлененная  часть Тургайского плато, а также  северная и средняя части Казахского мелкосопочника.

Удаленность степей Центрального Казахстана от океанов, особенно от Атлантического — основного  поставщика влаги в этих широтах, обусловливает резкую континентальность климата, которая выражается в суровости зимы, высоких летних температурах, малой продолжительности весны и осени, больших годовых и суточных амплитудах температуры воздуха, сухости воздуха, малом количестве осадков.

Количество  осадков сильно колеблется по годам, составляя в среднем около 300 мм в год. На севере оно несколько  больше (до 350 мм), к югу постепенно уменьшается (до 200 мм). Лучшим увлажнением  выделяются горные кряжи, на которых  выпадает за год около 400 мм осадков. Наряду с уменьшением количества осадков в южном направлении  возрастает температура воздуха, увеличивается  испаряемость, нарастает летний недостаток влаги.

Особенности холодного периода года обусловлены  существованием отрога высокого давления (отходящего от азиатского антициклона), ось которого протягивается приблизительно по 50° с. ш., т. е. делит почти пополам территорию Тургайского плато и Казахского мелкосопочника. Антициклональные условия способствуют выхолаживанию территории. Средние температуры января довольно низкие (-17 — 18°). К центру антициклона температуры понижаются, поэтому восточные районы зимой наиболее холодные. С антициклональной погодой связано сильное выхолаживание, температура часто понижается до -30 -40°.

Зимой преобладают холодные массы арктического воздуха и воздуха умеренных  широт с малым запасом влаги. Фронтальная деятельность проявляется  слабо. Осадков выпадает мало (с ноября по март всего 50-75 мм). Снежный покров имеет небольшую мощность (средняя — до 40 см), что приводит к промерзанию почвы; и все же снег служит основным источником запаса влаги в почве, а также питания рек, озер и грунтовых вод, поскольку летние осадки почти целиком расходуются на испарение.

К северу от оси отрога антициклона давление падает. Поэтому зимой в степной  зоне господствуют юго-западные ветры, достигающие большой силы, чему способствует обширность равнинных пространств. Характерны зимние бураны и снежные  заносы.

Переход от зимы к лету резкий. Температура  воздуха быстро нарастает вследствие прогревания земной поверхности  и проникновения с юга теплого  туранского воздуха. Происходит разрушение зимнего антициклона, и устанавливаются высокие летние температуры (средняя температура июля 20-24°). Дневные температуры летом иногда поднимаются до 35°.

Летом как в полупустынную, так и  в степную зону проникает континентальный  воздух умеренных широт и среднеазиатский  тропический воздух. Летние осадки в основном связаны с положением фронта (умеренных широт), возникающего на границе этих воздушных масс. В теплое время года, с апреля по октябрь, выпадает до 250 мм осадков, причем максимум приходится на июнь. К  середине лета воздушные массы сильно прогреваются и температурные различия между ними сглаживаются, фронтальная деятельность ослабевает, осадков выпадает мало; в течение почти всей второй половины лета сохраняется ясная, солнечная погода антициклонального типа.