Ғ ы л ы м и п е д а г о г и к а л ы қ журнал БҮл нөмірде



жүктеу 0.98 Mb.

бет3/9
Дата09.04.2017
өлшемі0.98 Mb.
1   2   3   4   5   6   7   8   9

( 5/ 2010}

{Г еограф ия  жэне  табигат}

G D


бірте  жазық  жонды  цоколды  жазыққа  айналады.  Ежелгі  пенеплен  қал- 

дықтары  болатын  тегістелу  беттері,  әдетте,  аласа  тауларда,  кейде  ұсақ 

тауларда  кездеседі  де,  оларға  плато  тәріздес  келбет  береді  (Қарқара- 

лы  тауы)  [7].  Тау  жыныстарын  құраушы  литологияның  әртүрлілігі  шың- 

дар  морфологиясында  сипат  береді.  Салыстырмалы  аз  төзімді  қүм, 

эффузив,  тақта  тастардың  монотонды  қабаттары  бір  қалыпты  күмбез 

тәрізді  және  тығыздалған  күмбез  тәрізді  шыңдарды  береді.  Ал  кварцит, 

яшма,  гранит,  әктастары  тісті  шатқалды  шыңдар  мен  қырқаларды  береді. 

Солтүстік  Балқаш  өңірінде  жыныстардың литологиялық  қүрамына  қарай 

үсақ  шоқылы  таулы  елке  екі  түрлі  болады.  Кварциттерде  ол  әдетте 

атызды  шоқылы,  ал  азырақ  төзімсіз  жыныстарда  ретсіз  үсақ  шоқы 

байқалады.  Ұсақ  шоқылар  ретсіз  болса  да,  басым  мөлшері  солтүстік 

батыс  бағытта  болады.  Мысалы,  Жаман  Арғанаты  тауларының  ауытқу- 

лары  500-800  м-ге  дейін,  ал  Жоң-адыр  шоқысы  600=652  м  биіктігінен 

көрінеді.

Орталық  Қазақстан  аймағының  көптеген  бөліктері  таулы  емес  бе­

дер.  Бірақ  оларды  жазық  деп  те  атауға  келмейді,  Қазақ  қалқанының 

келбетін  биіктігі  50-200  м  ауытқуларға  ие,  генезисі  жағынан  тектоника- 

лық-денудациялық  жэне  эрозионды  (езен  маңдық)  үсақ  шоқы  анық- 

тайды.  Тектоникалық-денудациялық  үсақ  шоқы  Балқаш-Ертіс  суайрығы 

аласа  таулы  бедерінің  шеткі  аймағында,  солтүстік  Балқаш  маңында, 

Сарысу-Теңіз  суайрығында,  Кекшетау  қүжбанды  көтерілімінде  қалдық- 

ты  массив  түрінде  бөлінеді.  Оның  морфологиялық  ерекшеліктері  лито­

логия  жэне  субстрат  қүрылымымен  анықталады.  Атызды,  тізбекті  үсақ 

шоқы  әдетте  мергел,  эктас,  порфирит,  метаморфты  жыныстарда  дами- 

ды.  Ал  девон  мен  карбонның  шөгінді  жыныстарында  атызды-жалды 

бедер  қалыптасады.  Қүлама  етекті,  бөктерлі  бедер  саздақпен  алевро- 

литтарда  дамиды.  Денудациялық  үсақ  шоқы  (монодноктар)  -   денуда- 

циялық  жазық  аймақтарда  сақталып,  пішіндердің  тегіс  жүмырлығымен 

өзгешеленеді.  Монодноктардың  қалдықты,  дара  шоқы  болып  қалуын, 

оларды  құраушы  жыныстардың  денудациялық  шайылуға  төзімділігімен 

түсіндіруге  болады.  Беткейлер  еңкіштігі  көбіне  үсақ  шоқы  дамыған  жы- 

ныстарға  байланысты.  Денудациялық  жазық  Солтүстік  Балқаш  маңын- 

да,  Сарысу-Теңіз  суайрығында,  Қарқаралы,  Баянауыл  аудандарында 

және  Түндік  өзен  алабында  белгілі.  Эрозионды  үсақ  шоқы  ірі  өзен 

аңғарларында  енсіз  жолақтар  түрінде  керінеді.  Сорлы  дефляциялық 

ойпаттар  беткейлер  үсақ  шоқысының  тізбекті  пішіндерін  сипаттайды, 

оның  үлгіленуі  аналық  жыныстар  қүрамына  нөгізделген.

Субстрат турі  бойынша  цоколды  және  пластты  денудациялық  жазық 

болып  бөлінеді.  Цоколды  (қүрылымдық)  жазық  күрделі  палеозой  неме­

се  палеозойға  дейінгі  жыныстарда  дамиды  және  көбіне  үгілу  қабаты- 

ның  қалдықтарын  сақтайды.  Үгілу  қабатының  пайда  болуына  қарай 

жазық  әртүрлі  белгіленеді,  бірақ  көбіне  мезозой  деп  айтылады.  Көп 

жағдайларда  денудациялық  жазық  палеоген  шөгінділерінде  (шоқының 

солтүстік-батыс  жағы)  немесе  неоген  жабындыларымен  көмкерілген 

(Аягөз  өзенінің  алабы).  Тілімденуіне  қарай  денудациялық  жазық  әлсіз, 

орта  және  жоғарғы  толқынды  деп  бөлінеді.  Пластты  жазықтар  шектеулі 

таралған.  Олардың  кең  аймақтары  қалқанның  шығыс,  солтүстік,  батыс 

шектеріндегі  горизонтальды,  аздап  еңкішті,  палеоген,  неоген  жыныста­

рында  белгіленген.  Жазық  беті  тегістелген  әлсіз  тілімделумен  көрінеді. 

Кей  аймақтарда  қарқынды  тілімдену  “жарамсыз  жер”  қалыптасуына 

алып  келеді  (Солтүстік  Балқаш  маңы).  Пластты  жазықтардың  жасы  па- 

леогеннен  төрттікке  дейін  созылады.

Аккумулятивті  жазық  аллювиальды,  аллювиальды-пролювиальды, 

делювиальды-пролювиальды,  келдік  және  эолды  түрлерімен  берілген. 

Жазықтың  аллювиальді  террасалануы  қүмайтты-қүмдақты  субстратта 

жазық  бетті  береді.  Ені  әдетте  үлкен  емес,  кей  аймақтарда  Сарысу, 

Нүра,  Есіл  және  олардың  салаларында  30,  тіпті,  50  ш қ-ға  (Колутон



с ю

(5/2010)


депрессиясы)  жетеді,  аллювилердің  қуаты  25  м  шамасында.  Өзендер 

көбіне  ежелгі  аңғарларда  дамыған,  олар  қиыршықтас  пен  малтатас 

үстіндегі  саздардан  қүралған.  Аллювиальды-пролювиальды  жазық  және 

көлдік  жазықтар  кең  алқапты  алады,  олардың  ең  ірісі  Теңіз  ойпатының 

орта  және  шығыс  бөлігінде  орналасқан.  Бүл  жазықтың  үстірт  тәріздес 

беті  саз  бен  лесс  субстратында  қалыптасқан.  Делювиальды-пролюви- 

альды  жазық  Солтүстік  Балқаш  маңы  шоқысында,  Сілеті-Шідерті  және 

Кекшетау  аймақтарында  белгілі,  олар  көбіне  ысырынды  конустың  де- 

лювиальды-пролювиальды  шлейфімен  үштасады.  Эолды  жазық,  негізінен, 

Балқаш  көлінің  солтүстік  жағалауында  және  Сарысу  жағалауында  жо- 

лақты таралған.  Морфологиясы  жағынан  атызды  болып  белінеді,  ені  3-4  м, 

биіктігі  300-400  м-ге  тең.  Эолды  қүмдар  көлдік  аллювиальды  шө- 

гінділердің  еңделуі  нәтижесінде  қалыптасады.

Аймақта таралған  тізбекті-бектерлі,  тізбекті-қыратты  бедер үгілу  қаба- 

тымен  негізделген  денудациялы  жазықтың  эрозионды  тілімденуі  нәти- 

жесінде  пайда  болғандығын  керсетеді.  Үгілу  қабаты  шайылған  пене- 

пленді  негізгі  жыныстардың  қиыршықтаспен  жабылған  үйінділері,  кей- 

де  жартасты  түрінде  кереміз.  Бедер  пішініне  қарай  қойтас,  жалды, 

атызды,  қырқалы,  т.б.  түрлері  белінеді  [9].

Келдік  ағынсыз  ойпаттар  -   тектоникалық  (Бурабай  келі)  және  экзо- 

генді  түрде  пайда  болады.  Ол  езен  аңғарларына  қарай  кел  немесе  сор 

қазан  шүңқырлары  1 -4  еңкішті  жазықтарына  бірігеді.  Олардың  үстінде 

тек  суайрықтарда  емес,  сонымен  бірге  езен  маңдарында  кептеген  шоқы 

және  тізбектер,  кейде  массивтерге  тогіталған  немесе  жекеленген  биік 

емес  жон  (плато)  болып  келеді.  Кетерілген  аймақтар,  аласа  таулы  бе­

дер  ете  тілімденген  болады,  абсолютті  биіктігі  400-600  м  шамасында. 

Ұсақ  шоқы  езіне  ғана  тән  ерекшеліктерімен  сипатталып,  басқа  денуда- 

циялық  қырқалардан  ерекшеленеді.  Шоқылар  әдетте  тезімді,  берік  жы- 

ныстарға  үштасқан,  сондықтан,  денудациялық  атыз  қүрып,  жыныстар- 

дың  таралуына  қарай  тізбектеле  созылады.  Шыңдарында  олардың  ша- 

ғыл,  жарықшақты  (щебень)  жыныстары  жалаңаштанып,  беткейлерден 

гравитациялық  ағын  болып  жылжитын  сынықты  материалдарды  береді. 

Шоқылар  беткейлері  әлсіз  керіністі  пішіндерге  ие,  ол  етегінде  делювидің 

жинақталуы  әдетте  оған  ойыс  пішінді  береді,  кейде  шоқы  шыңдарында 

ежелгі  үгілу  қабаты  байқалады.  Ұсақ  шоқыны  3  генетикалық  түрге 

белеміз:  эрозионды-тектоникалық,  денудациялы,  эрозионды-денудация- 

лы.  Ұсақ  шоқының  әртүрлі  болуы  субстраттың  қүрылымды  литология- 

лык  ерекшеліктерімен  байланысты.  Тізбекті  жалды  үсақ  шоқы  девон- 

ның  эффузивті  шегінді  жыныстарында  (қүм,  конгломерат,  порфирит, 

туф)  дамыған.  Жалды  бедер  орта  жэне  темен  карбонның  кварциттері 

мен  эктастарда  болады.  Конус  жэне  күмбез  тәрізді  қыраттар  тезімді 

жыныстар  кварциттерге,  ал  қойтас  пен  кедір-бүдырлы  беткейлер  ашық 

граниттермен,  олардың  үгілу  пішіндерімен  байланысты.  Денудациялық 

үсақ  шоқы  морфологиясы  эрозионды  тектоникалыққа  үқсайды,  бірақ 

жеке  пішіндердің  жақсы  тегістелуімен  езгешеленеді.  Коррелятивті 

шегінділердің  болуы  оның  жоғарғы  олигоцен  бедер  қалыптасу  этапын- 

да  болғанын  керсетеді.  Өзен  аңғарларының  маңында  эрозионды-дену- 

дациялық  үсақ  шоқы  дамыған.  Бектерлі  қүлама  етекті  үсақ  шоқы  девон 

мен  карбонның  шегінді  жыныстарымен,  бектерлі  күмбез  тәрізді  карбон 

мен  пермнің  қүмдақ,  алевролит,  аргеллиттерімен,  ал  атызды  бектерлі 

перм  мен  жоғарғы  карбонның  қүмдақ  алевролит аргелиттерімен  керінеді. 

Түп  негізді  жыныстар  көбіне  саздақ  -   үнтакталған  шегінділермен  жабы- 

лады.  Темендегі  бектермен  атыздар  арасында  палеоген-неоген  саз 

шегінділерінің  қалдықтары  сақталған.  Осыған  байланысты  зерттеулер 

арасында  кеп  кездесетін  “езен  маңды  үсақ  шоқыны"  айтуға  болады.  Ол 

аңғар  маңдық  тілімделу  аймақтарында  және  сорлы  дефляциялы  ай- 

мақтарда  дамыған,  қазіргі  езен  аңғарларының  беткейлерінде  ежелгі 

пенепленді  кішігірім  беткейлі  және  күмбез  тәрізді  пішіндерге  эрозионды

; 5/2010}

( Г е ография  жоне  табигат}

CUD


тілімдейді.  Мұндай  ұсақ  шоқының  жасы  барлық  зерттеушілердің  айту- 

ынша 


төрттік д әуір  

деп  анықталды.

Жазықтар  аласа  таулар  мен  ұсақ  шоқылар  арасындағы  аймақтар- 

ды  алады,  денудациялық  және  қурылымдық  деп  бөлінеді,  екіншісі  са- 

лыстырмалы  аз  таралған.  Сонымен  қатар,  өзен  маңында,  көл  жағасын- 

да  кездесетін  аккумулятивті  жазықтар  кеп таралған.  Денудациялық  жазық 

мезозой  уақытында  қалыптасқан  және  үгілу  қабатымен  фиксировать 

етілген,  бірақ  кейінгі  дамуында  палеоген  жэне  неоген,  төрттік  уақыт 

шегінділерімен  жабылып,  эрозионды  әрекеттің  күшеюі  нәтижесінде  ол 

шөгінділер  шайылып,  қазіргі  кезде  қуаты  0,5  м  үгілу  қабатының  таңдақ- 

тары  болып  сақталған.  Денудациялы  шығынды  жазық  палеозойдың 

эффузивті  шегінді  қабаттарымен  қуралған,  үстіңгі  беті  0,5-1,0  м  қуатты 

төрттік  аллювиальді-деллювиальді  құрылымдарының  саздақтарымен, 

қиыршықтастарымен  жабылған.  Қүрылымдық  жазық  палеоген  мен  нео- 

геннің  келбеу  шегінділерімен  дамыған,  әсіресе,  неоген  саздақтарымен, 

үстіңгі  бөлігі  төрттік  саздақтармен  жабылған.  Аймақтың  көптеген  жерлері 

әлсіз  толқынды,  жазық  морфологиялық  құрылымдар  түрінде  көрініс 

береді.


Сонымен,  қарастырылып  отырған  территорияның  бедері  палеозой- 

лык  қүрылымдардың  кайнозойда  қайта  қүрылуы  нәтижесінде  пайда 

болды  деп  айтуға  болады.  Көтерілімдердің  ауытқуларынан  аласа  тау- 

дан  үсақ  шоқыға  дейінгі  бедер  пішіндері  қалыптасты.  Жердің  геомор- 

фологиялық  даму  кезеңінде  гранитті  массивтер  шегінде  әртүрлі  бедер 

пішіндері  мен  олардың  типтері  дамыды.  Олардың  морфологиясына  гра- 

нитоидтардың  петрографиялық-минералогиялық  қүрамы  үлкен  эсер  етті. 

Гранитоидтарда,  негізінен,  үсақ  шоқылы  бедер,  аралды  аласа  таулар, 

көне  денудациялық  жазық  -   мезозойлық  пенеплен  қалыптасты  [10].

Пайдаланылған  әдебиеттер

1. В.Ф.  Беспалов. 

Геологическое  строение  Казахской  ССР.

  Алматы.  1971. С. 80-84.

2. Б.Ж. Аубекеров,  В. Тимуш. 

Карта  новейшей  тектоники  КазССР.

 Алматы.  1998.

С.  3-12.

3.P.T.  Бексеитова. 

Проблема  формирования  Улытау-Жездинского  низкогорно­

сопочного  массива

  //Проблемы  региональной  географии.  Жезказган.  1998. 

С.  3-6.

4. 

Равнины  и  горы  Средней  Азии  и  Казахстана.

  //АН С С С Р  Отв. ред. С.С.Коржу- 

ев.  М.,  “Наука”,  1975.  С.  215=226.

5.Г.Ц.  М е д о е в .  

К  геоморфологии  м елкосопочника  Казахской  степи

  //  Изв. 

К а з Ф А Н   СССР.  Сер.геол.,  1944.  С.  182=193.

6.А.А.  Богданов, Д.Я. Журавлев. 

Структура  фундамента  платформенных  областей 

СССР.  М.,  "Наука",  1974.  С. 26-35.

7.3.А.  Сваричевская. 

Геоморфология  Казахстана  и  Средней  Азии.

  Л.,  1965. 

С.  142-158.

8. С.С.  Воскресенский.  Геоморфология  СССР.  М.,  " В ысшая  ш к о л а ”,  1968. 

С.  146-163.

9. 

Инженерная  геология  СССР.

  Урал, Таймыр,  Казахская страна.  М., "Недра”,  1990. 

С.  310-314.

10.  У.К.  Кожахмегова. 

Роль  гранитоидов  в  морфологии  рельефа  Центрального 

Казахстана.

  // Материалы V-x Жандаевских чтений. Алматы. "КазНУ”, 2009. 

С. 57-60.

11. 

Материалы  научно-практической  конференции  "Современные  тенденции  и 

закономерности  в  развитии  географической  науки  в  Республике  Казахстан”. 

28-29 апреля,  2010.  Алматы.  "Қазақ университеті”,  2010.  С.  190-195.

л  

= Ф   РЕЗЮ М Е  -   SU M M A R Y   #  

- .... -..... ........... = = n

В  статье рассматривается  связи  и  особенности  проявления  в  морфоло­

гии  рельефа  Центрального  Казахстана  его  геолого-структурного  основы  и 

новейших  тектонических  движений.

In  this article is inspected the  morphology of relief in connection with geology- 

structural construction and new tectonical movements in the territory of the Central 

Kazakhstan.

^  


— ...................-.....—

------------------------ ---- ---- ----------------------------— ........... ..—

Q D

{  Географии  жэне  табигат^}



<5/2010';

ІіАСПИЙ  МЛҢЫ  ОЙЫСЫНЫЦ  БЕДЕР

 

ТҮЗУШІ  А Ш Н Д А Р Ы Н Ы Ц

 

ГЕОМОРФОЛОГИЯЛЫҢ  НЕГІЗДЕРІ

К Ө Ш ІМ   Асима,

география  гылымдарының  кандидаты



Эл-Фараби  атындагы  Казак 



у/іттық университетінің  доценті

Жер  бедері  — табиги жоне  табиғи-техногенді  геожүйелердің  баеты  курау- 

шыеы  болып  табылады.  Ондағы  жүретін  барлық  озгерістер  ортаньщ  оасқа 

компоненттеріне  кейде  кері  есерін  тигізеді.  Каспий  жағалауының  қазіргі  жер 

бедерінің жалпы  белгілері  Каспий  маңы  ойысының  басты  геологиялық-күры- 

лымдық элементтерін  қамтиды.  Каспий  маңы  ойысына теңіз түбімен  еңістеле 

жалғасқан  ойпанды  аккумулятивті  жазықгар  сойкес  келеді  [1,2].

Жер  бедері  пішіндерінің шығу тегі теңіздің  орекетімен  байланысты  болып 

келетін  Каспий  теңізі жағалауының  казіргі  теңіз деңгейімен  есептегенде  ені  60 

шақырымнан  астам  ойысты  шегінің  геоморфологиялық  қүрылысымен  ерек- 

шеленеді.

Қарастырып  отырған  аудандагы  аккумулятивті  бедер  тобының  ішінде 

теңіздік  жазык  басым.  Абсолюттік  биіктігі  +50  метрге  дейін  жетегін  Каспий 

маңы  ойысын  соңғы  төрттік  кезеңнің екінші жартысында  Хвалын  теңізі  басып 

жатгы.  Оның  кері  шегінуінен  кейін  жаңа  қүрлыкқа  континенталдық  бедер 

түзуші  процестер  оз  әсерін тигізе  бастады.



Т ең ізд ік   аккумулятивтік  ж азы қ . 

Сипатталып  отырған  аумактың  айтарлық- 

тай  болігі  Каспий  маңы  ойпатын  алып  жатқан  теңіздік аккумулятивтік жазық 

болып  табылады.  Ауданның  геоморфологиялық  жағдайлары  Каспий  маңы 

ойысының геологиялық тарихымен тығыз байланысты.  Соңғы  торттік  кезеңцегі 

су  басулар  түзды  тектониканың  корініс  берген  боліктерін  өз  шөгінділерімен 

комкеріп,  тегістеген.

Хвалын  теңізі  алабындағы  су  басулары  мен  оның  қайтулары  жоие  бедер 

түзуші  процестерде  қазіргі  кезенде  де  орын  алатын  Жем  өзенінің  орекеті 

жазыктың кдзіргі  бедерін калыптастыруда маңызды рол аткарады.  Жаңакаспийлік 

кезендегі  бедер түзуші  процеетер  қалыптасқан  жазық бетшде  жас  макро  жоне 

микропішіндердің түзілуімен  жалғасады,  яғни  сипатталып  отырған жазык шығу 

тегі  жағынан  теңіздік  жоне  кей  боліктері  аллювиалды  болып  келеді.  Оның 

беткі  бөлігі  Каспий  теңізіне  қарай  еңістелген,  абсолюттік  биіктіктері  шеткі 

бөлігінде  80-50  м  теңіз жағалауына қарай теціз деңгейінен  28  м  төмендейді.

Бедер  түзу  процесіне,  осіресе  жас  пішіндердің  қалыптасуына  климатгық 

факторлар  да  өсер  етеді.  Жазыктың  аридтілігі  айкын  көрініс  беретін  шол 

белдемінде  орналасуымен  байланысты  эолдық пішіндер  пайда  болады.  Соны­

мен  катар  журетін дефляциялық процестер жоне  сор,  сортандардың түзілуімен 

ерекшеленетін топырақгың түздану процестері де  кеңінен таралған.

Теңіздік  аккумулятивтік  жазык шегінде  жыныстардың  морфологиясына, 

литологиясына  жоне  калыптасуына  байланысты  жер  бедері  келесі  тектүрше- 

лерге  болінеді  [3,4].

1. 

Толқынды  тең іздік   ж азы қ. 

Абсолюттік  биіктіктері  0-20  м.  Теңізге  қарай 

еңістеле орналаскан  теңіздік  аккумулятивтік жазық ауданның  шығыс  болігінде 

дамыған.  Олардың шекарасы  шайылған абразиялық кертпештер  мен  озендердің 

қүргақ атыраулары түрінде  байкалады.

Жазык беті  тегіс  орі  қүмды-сазды  шогінділерден  түзілген.  Мүнда  орналас­

кан  казаншүнкырлар,  лимандар,  кішігірім  қүрғақ арналар  сирек,  ал  эолдық 

пішіндер  өте  аз  кездеседі.  Тақырлар  ретіндегі  қазаншүңқырлардың  түптері 

күрғақ орі  қатты,  кейде  ылгалды  болып  келеді,  эрозиялык тілімдену терендігі

0,5-1  м,  ені  3-4  м жетеді.  Сорлар тік жаркабақты,  доңгеленген  пішінді  болып 

келеді,  колденеңінен  бірнеше  м-ге  жетеді.  Әдеттегідей,  бүл  ойыстардың  шыгу

(s T Ï O Î O b r — :-------- ;--------------- (  

География 



ж эне  таби гат}-------------------------------------- Г~І7 

)

--------у 



3

  “География  жөне  v ■-■

■■• -.. ш

/

табиғат"  №5,  2010.



тегі  эрозиялық  немесе  сорлы-дефляциялық болып  келеді.  Лимандар  сорлардан 

жаз  мезгілінде  шалғындардың  қаулап  оеуімен  ажыратылады.  А.Г.Доскачтың 

пікірінше,  сорлар  мен  лимандар,  өсіресе  олардың  ең  үлкендері  түзды  күм- 

бездердің  аралығындағы  компенеациялық ойыетарда  шоғырланған.

Жазықта,  сондай-ақ,  терендігі  0,1—0,4  м,  диаметрі  бфнеш е  м-ге  жететін 

көптеген  суффозиялық табақшалар  (ойыстар)  кездеседі.  Жазықтағы  ойыетар- 

дыңтубінен  суайрықтарға дейінгі  салыстырмалы  биіктіктер  1—5  м,  кейде  8—10  м. 

Ж азык жасы  ерте  хвалындык болып  есептеледі.

2.  Сорлы  аккумулятивті  жазық.  Сорлы  аккумулятивті  жазық  теңіздік 

аккумулятивтік  жазықтың қомақты  бөлігін  адып  жатыр.  Шөгіндідер  күрамын- 

да  сазды  жыныстар  баеым,  сол  себептен  де  толқынды  жазыққа  қараганда, 

оның  беті  аз  тілімденген.  Ж азықтың  абеолюттік  биіктіктері  теңізге  карай 

минус  14  м-ден  минус  22  м-ге  дейін  өзгереді.  Бул  ж азықтың  түбінің 

еркелкілігіне  байланысты  қалыптасқан  турлі  пішінді  түйык ойыстар  түріндегі 

көптеген  сор  ойпаңдарының дамуы  төн.  Сорлар  ендік  бағытта  созылып,  түбі 

тегіс  әрі  ж айпақ  жоне  биіктігі  1,0  метрден  аспайтын  тік  жарқабақгы  болып 

келеді.  Әдетте,  дөңгеленген  ойпандардың  көлемі  0,5-0,7  метрден  аспайды  [31. 

Көктемде,  кар  еріген  кезде  жөне  жауын-шашынды  күндерден  кейін  бүл  ой- 

пандар  сумен  толысып,  ал  жазда  түгел  кеуіп  кетеді.  Сорлар  арасында  симме- 

триялык  қүрылысымен  ерекшеленетін  жондар  созылып  жатыр.  Жондар  сор 

түбімен  салыстырғанда  6  м-ге  биік.  Барлык сорлар  бір-бірімен  күрғак арналар- 

мен  қосылған.  Жазықгың жасы  еоңғы  хвалындык.

3.  Қырқалы-сорлы  жазық.  Бедердің  бүл  тектүршісіне  еңісті  жоне  еозы- 

лыңкы  пішінді  көптеген  кыркалар  мен  созылыңқы тобешікгер  кездесетін  аудан 

жатады.  Олар  бір-бірінен  колат тәрізді  ойпандармен  бөлінген  бэр  төбешіктері 

деген  атауға  ие.  Ж азы к  беті  солтүстігінде  теңіз  деңгейінен  —  10—15  м, 

оңтүстігінде  -   20  м  томен  жоне  сазды-күмды  шогінділерден  түзілген.

Тобешіктердің  үзындығы  ондаған  метрден  бірнеше  шакырымға дейін  со­

зылып  жатқан  кыркалардан  турады.  Олардың  ені  150—200  м,  ал  биіктігі  6-10  м, 

кейде  15-20  метрге  жетеді.  Төбешіктер  мен  кыркалар  параллелді  қатармен 

ендік  бағытта  созылған.  Кобінесе,  олар  ассиметриялық болып  келеді,  оңтүстік 

беткейлері  еңкіш,  ал  солтүстік  беткейлері  біршама тік  болын  келеді.  Тобешік- 

аралық ойпандардың  біршама  белігі  су таекыны  кезінде  су  астында  кдлып,  ал 

күрғаған  кезінде  сорларға,  тақырларға  жоне  кішігірім  көлшіктерге  айналады. 

Тобешікаральгқ ойпащ ар  бір-бірімен  эрозиялык күрғак арналармен  қосылған. 

Жазыктың жасы  соңғы  хвалындық.

4.  Қырқалы-іөбешікті  жазық.  К^іркалы-төбешікті  жазық  теңіздік  ак- 

кумулятивтік хвалын  жазығы  орнында  оны  күрайтын  кұмдардың  жел  күшімен 

әңделуі  нетижесінде  түзілген.  Оның  оңтүстік  бәлігін  Каспий  маңы  Қаракүм- 

дары  алып  жатыр.  Ж азы қ  беті  теңізге  қарай  әлеіз  еңістелген  жөне  қүмды 

шогінділермен  комкерілген.  Бүл  күмдардың  басты  ерекшелігі  кырқалы-тобелі, 

тәбелі-үяшыкты,  ал  шеткі  бөлігінде  үсак-тобешікті  пішіндер  кездеседі.  Кей 

жерінде  кішігірім  колемдегі  үрілу  адзапшүикырлары  кездеседі.

Қумдар,  негізінен,  жартылай  бекітілген  жөне  жекелеген  боліктерінде  жел 

орекеті  байкалады.  Тебешіктердің  биіктіктері  3 -5   м,  кейде  7  метрге  жетеді. 

Төбешік  аралығындагы  ойпандар,  кобінесе,  оір-бірімен  байланыспаған.  Олар- 

дың  терең,  осіресе,  солтүстік-батыстағы  бәліктеріне  көптеген  үсак сортаңдар 

сөйкес  келеді.  Үсак төбешікті  қүмдардың  салыстырмалы  биіктіктері  0.8-1.5  м 

күрайды,  ал  олардың  аралығындағы  кдзаншүңкырлар  аны қ  байқалмайды. 

Тобешіктер  бір-бірінен  айтарлыктай  (100  м  дейін)  қаш ықтықга  орналаскан. 

Қүмды  массивтердің  боліктерінде  бойлық бағытта  созылған  биіктігі  10  метрге 

жететін  кыркалар  байкалады  |4].

Қүмды  пішіндердің  мардымсыз  биіктігі  (10  метрге  дейін)  мен  колемі 

олардың  қыека уақыт аралығында жөне дефляциялық ойпавдардың терендеуіне 

кедергі  келтіретін  грунт  суларының  жогары  жату  жағдайында  дамыгандыгы- 

ны ң  дөлелі  болып  табылады.  Бедердің  жасы  соңғы  хвалындык  болып 

ееептелгенімен,  эолдык процестер  әлі  күнге дейін  жүруде.

5.  Эрозиялық-аккумулятивтік  жазық.  Ж азык беті  эрозиялык жоне  эрозия- 

лық-теңіздік  күрғак арналармен  к а п ы   тілімденген.  Күзгі-көктемгі  уакыттагы 

жауын-шашынды  кезенде  бүл  күрғак  арналар  Каратон,  Мерген,  Тереңөзек 

жоне  т.б.  уақытша  ағын  суларга  айналады.  Эрозиялык  күрғак  арналардың

Q I)


^   География  жэне  іабиі аг  }

(5/2010)


тереңдігі  2.0  метрден  аепайды,  ал  ені  2—3  м,  кейде  5  метрге  дейін  жетеді. 

Олардың беткейлері  жайпақгау болып  келеді  (бүрыштары  15-20°  аспайды)  |4|.

Ж азы к жаңакаепийлік  шөгінділердің  күмдакты  жөне  үлутасты  фацияла- 

рына  сәйкес  келеді.  Мүндағы  күмдар  мен  үсак,  майда  үлутастар  жел  әсеріне 

үшырауының  нәтижесінде  эолдык бедердің  микропішіндері  түзіледі  -   жазык- 

тың  оңтүстік  бөлігінде  биіктігі  0.3  метрден  аепайтын  кішігірім  тобешіктер 

мен  кыркалар.

Ж азық бетінде,  сондай-ак,  теңіздің  кері  кайтуы  нөтижесінде  түзілген  сор 

ойпаңдары  кездеседі.  Жазықгың жасы  ерте  жаңакаспийлік  болып  табылады.

6. 


Қазіргі  теңіздік  жазық.  Қазіргі теңіздік жазық  Каспий  теңізі  жағалауы- 

ның  бойымен  созылып,  теңіздік  жіктелмеген  аласа  жазыкты  болып  келеді. 

Теңіз  түбінен  соңғы  төрттік  кезеңнің  аяғы  мен  қазіргі  кезенде  босанған.  Бүл 

теңізге  карай  оте  өлсіз  еңістелген  тегіс  жазык.  Теңіз  деңгейінен  (-)20  (-)ЗО  м 

томен.  Жекелеген  элементтердің  биіктіктері  0.5-1.0  м,  кейде  2.0  м.  Жазыкта 

саздақтар,  түзданған  батпактар,  кейде  үлутасты  қабаты  бар  (0.1-0.2  м)  күмдак- 

тар  мен  қүмдар  кездеседі.  Ауданның  солтүстігінде  жазық беті  сортанды  болып 

келсе,  шығыс  болігінде  кішігірім  қүмды  маесивті,  осімдік  жамылғысынан 

жүрдай  кыртыетанған  еортандар  кезектееіп  кездеседі.  Ж азықтың  оцтүстік 

болігінде  ең  ірі  Өлі  Қолтык  соры  орналасқан  (ең  “ж ас”  аудан).  Жазыктың 

жасы  соңғы жаңакаспийлік.

Аллювиалды  жазық.  Жоғарыда  сипатталған  бедердің  тектурлері  мен 

тектүршелерінен  басқа  ауданда  бедердің  тағы  бір  тектүрі  -   теңіздің  еоңғы 

қайтуы  кезінде  пайда  болған  Жем,  Сағыз,  Қайнар  жоне  олардың салаларының 

аллювиалды жазыктары  кездеседі.  Жазықтың салыстырмалы  (тобешіктер  биіктіті 

5 -1 0   м  аспайды)  тегіс  беті  озен  аңғарларынан  желпуіш  терізді  таралған  озен 

арналарымен тілімденген.

Аллювиалды  жазык  шегінде  келесі  тектүрше,  яғни  аллювиалды-атырау- 

лы к жазық кездеседі.  Бүл  жазық Жем  жөне  Сағыз  озендерінің  еекі  атыраула- 

рына  сөйкес  келеді,  беті  айтарлыктай  қалың  емес  саздакты-күмдакты 

шөгінділерінен  түрады.  Жазыктың  беті,  өсіресе,  Жем  аңғары  коптеген  тарам- 

дарға  болінген  эрозиялык күрғак арналармен  күрделенген.  Су тасулары  кезінде 

тасынды  сулар  күргак арналарға  жетіп,  Кдраша,  Айранкол  және  т.б.  колдердің, 

сонымен  қатар  айтарлықтай  аумақта  пішіндері  өртүрлі  кол  торіздес  ойпаңдар- 

дың түракты  дамуын  камтамасыз  етеді.

Сорға  айналған Жем  әзенінің  ескі  күрғак арналары  ауданның сол гүстігінде 

кездеседі,  бүл  озен  арнасының  оңтүстік  бағытта  орын  ауыстырғандығының 

дәлелі  болуы  мүмкін.  Бүған,  сонымен  қатар,  негізгі  арнадан  оңтүстікке  қарай 

орналасқан  күрғак  арналардың  Жем  озеніне  карағанда  суы  мол  және  бүл  су 

бүкіл жаз  бойы  сакталады.  Қүрғак арналардың беткейлері қатгы  жайпақталған. 

Жазықтың абсолютгік биіктігі солтүетік-шығыстан  онтүстік-батыска карай  (—)  20 

м-деи  (-)  22  (-)28  м-ге  дейін  томендейді.  Жем  жөне  Сағыз  озендерінің 

атыраулык жазықтарының  басым  (шығыс)  болігі  қазіргі  уакытта  эолдык  про- 

цестермен кайта оңцеліп,  жайпакты-тобешікті  бедер  пішіндерін түзудс.  Мүндағы 

күмды  кырқалардың  ені  50-60  м,  салыстырмалы  биіктігі  4-5  м. К ы рқа  аралық 

ойпаңдар  колемі  колденеңінен  500  м  жететін  коптеген  сорлар  алып  жатыр. 

Жазықгың жасы  соңғы  хвалындык.

Сонымен,  Каспий  маңы  геоморфологиялық түрғыдан,  негізінен,  аккуму- 

лятивті тегісті жазык,  оның  ішінде  теңіздік жазық жер  бедерімен  ерекшеленеді 

[3].  Абсолюттік  биіктігі  +50  м-ге  дейін  жететін  Каспий  маңы  ойысын  соңғы 

торттік  кезеңнің  екінші  жартысында  хвалын  теңізі  басып  жатты.  Оның  кері 

шегінуінен  кейін  жаңа  күрлыкка  континенталдық бедер  түзуші  процестер  оз 

өсерін тигізе  бастады.

Пайдаланылған  өдебиеттер

1.  Л.Б.  Аристархова. 



Геоморфология  Подуральского  плато  и  Прикаспийской  низменности.

В  кн.  ‘Теология  СССР".  М.,  1970.  Т-21.

2. 

Геоморфологические  исаіедования  в  Прикаспийской  низменности

  Отв.  ред.  В.Н.  Сукачев, 

И.И.  Іерасимов.  М.,  1954.

3. 


Геоморфологическая  карта  Прикаспийской  впадины  и  прилегающих  районов,  масшта­

ба  1:500  ООО,  под  общей  редакцией

  Л.Б.  Аристарховой.  М.,  1965.

4. 

Рельеф  Казахстана.

  Пояснительная  записка  к  геоморфологической  карте  Каз.ССР. 

масштаба  1:1  500  000,4.1,2.  АН  Каз.ССР.  Алматы.  “Ғылым",  1981,

(5 /2 0 10)---------------------------- (  География  жэне  табигат ;--------------------------------- (  19  )




1   2   3   4   5   6   7   8   9


©emirb.org 2017
әкімшілігінің қараңыз

войти | регистрация
    Басты бет


загрузить материал