Физическая географія СНД (Азіатська часть)

Білоруський Державний университет.

Географічний факультет.

ФІЗИЧНА ГЕОГРАФІЯ СНГ.

(Азіатська часть).

Роботу виконав ст. 2 курсу 7 группы.

Єленський Юрий.

МИНСК.

БГУ.

| |Стор.| |ЗАХІДНА СИБІР … | | |КАЗАХСЬКИЙ МЕЛКОСОПОЧНИК… |3 | |ТУРАНСЬКА РІВНИНА … |21 | |ГОРИ СЕРЕДНЬОЇ АЗІЇ І КАЗАХСТАНУ … |30 | |БАЙКАЛЬСЬКА ГІРСЬКА КРАЇНА … |49 | |АЛТАЙСКО-САЯНСКАЯ ГІРСЬКА КРАЇНА … |66 | |СЕРЕДНЯ СИБІР … |76 | |ПІВНІЧНО-СХІДНА СИБІР… |87 | |КАМЧАТСКО-КУРИЛЬСКАЯ КРАЇНА … |106 | |АМУРСКО-САХАЛИНСКАЯ КРАЇНА … |118 | |ЛІТЕРАТУРА … |128 | | |142 |.

ЗАХІДНА СИБИРЬ.

Западно-Сибирская рівнина (одне з небагатьох фізико-географічних країн, кордону котрих чогось чітко виражені в рельєфі. Її рубежами ніяких звань є східні передгір'я Уралу. На сході рівнина обмежена уступом Енисейского кряжу і Среднесибирского плоскогір'я, північ від омивається водами Карського моря. Південна частину з горами Південної Сибіру та Казахським мелкосопочником. З півночі на південь Західна Сибір простяглася на 2500 км. Із заходу Схід (1900 км. Площа Західного Сибіру (близько 3 млн. км2.

Специфічні риси природи Західного Сибіру, визначають її своєрідність і унікальність серед інших фізико-географічних країн, (досить одноманітний, слабко пересічений рельєф із малими абсолютними і відносними висотами, виняткова заболоченность і дуже яскраво виражена широтная зональність природних условий.

Заселення рівнини російськими почалося з походу Єрмака (1581(1585гг.), хоча ще XI (XII ст. До другої половини ХІХ ст. Західна Сибір в господарських цілях була освоєна надзвичайно нерівномірний і дуже слабо.

Освоєння степових і лісостепових районів Західного Сибіру посилилося в початку минулого століття, у зв’язки Польщі з переселенням сюди селян із густонаселеної Росії і будівництвом Сибірській залізної дороги (1892(1896 рр.). Центральні і північні райони рівнини стали інтенсивно освоюватися практично лише останні 35−40 років у зв’язки України із розробкою нафтових та газових родовищ. Це викликало у себе швидкий зростання чисельності населення і ще посилення антропогенного на природу.

Наукове вивчення природи Західного Сибіру почалося XVIII в. учасниками Великої Північної експедиції. Наприкінці XIX (початку ХХ століття Комітет Сибірській залізниці проводив геолого-геоморфологические дослідження та вивчення природних ресурсів вздовж траси дороги. Експедиції Переселенського управління вели почвенно-ботанические дослідження. Істотну роботу з вивчення природи проводив Західно-Сибірська філія Російського географічного суспільства, створений 1877 р. Попри це Західна Сибір була слабко вивченій і малоосвоенной.

У радянські часи роботи з вивчення природи й природних ресурсів Західного Сибіру придбали великий розмах. Комплексні детальні дослідження проводилися Барабинской, Кулундинской і Гыданской експедиціями Академії наук. Велике практичного значення мають лесотипологические і грунтові дослідження, вивчення торф’яних боліт, тундрових пасовищ, влагооборота рівнини. Поштовх бурхливого розвитку економіки Західного Сибіру дали геологічні дослідження рівнини, пов’язані, насамперед із пошуками і освоєнням родовищ нафти і є. Через війну геологічної зйомки мільйонного масштабу, проведеного 50−60-ті роки, склалося близький до сучасному уявлення про геологічному будову і рельєфі рівнини. Всупереч яка панувала раніше думці про морфологічному і генетичному одноманітності рельєфу виявили значна частина самостійних орографічних единиц.

Геологічне будову та історія розвитку территории.

Геологічне будова Західно-Сибірської рівнини разположена в межах Євро-азійську литосферной плити і становить молоду плиту з гетерогенным фундаментом.

Фундамент плити є величезну депресію з крутими східними і північно-східними і пологими південними й західними бортами. Він складається з допалеозойских, байкальских, каледонских і герцинских блоків. Фундамент розбитий разновозрастными глибинними розломами. Поверхня фундаменту плити розчленована на Зовнішній прибортовой пасок і Внутрішню область.

Зовнішній пояс представлений схилами горно-складчатого обрамлення, пологого чи більше круто опускающимися до центральній частині депресії. Фундамент в його межах залягає неглибоко (менш 2,5 км). Найближче до підходить крайньому південному заході Кустанайській сідловини (300−400 м). Внутрішня область розділена на два щаблі. Південна щабель характеризується глибиною залягання фундаменту від 2,5 до 4,0 км. Найбільш опущена північна щабель плити є Ямало-Тазовскую мегасинеклизу (8−12 км).

Між фундаментом і осадочным чохлом плити залягає перехідний комплекс триасово-нижнеюровского віку. Його освіту пов’язаний із сводообразным воздыманием і розтяганням фундаменту, наслідком стало формування внутриконтинентальной рифтовой зони і системи грабенообразных западин. У цих западинах відбувалося накопичення осадочно-вулканогенных і осадових вугленосних континентальних товщ потужністю до 3−5 км. Магматичні породи перехідного комплексу представлені переважно базальтовими лавами і туфами. Розвиток Західно-Сибірської внутриконтинентальной рифтовой зони не спричинило створення нового океана.

Загальне занурення плити й накопичення осадового платформного чохла почалося найбільш глибокої північній частині з верхнього триаса, але в території (з середньої юри і мало диференційований характер. Формування чохла в мезо-кайнозойское час протікало фактично безупинно за умов тривалого стійкого прогибания.

Чохол представлений переслаивающимися песчано-алевролитовыми прибрежноконтинентальними відкладеннями і морськими глинистыми і песчано-глинистыми товщами потужністю 3−4 км у південній частині і більше 7−8 км (у північній. Морські відкладення переважають у нижній частині розтину (до нижнього олигоцена включно) і пов’язані з бореальными трансгрессиями. Максимальні трансгресії, що охопили майже зовсім територію плити, мали місце у кінці юри, початку пізнього крейди і палеогена.

З тектонічними рухами олигоцена пов’язано підняття північного блоку плити, отчленившего Западно-Сибирское море від Арктичного басейну. Морський режим недовго ще залишається у центральній та південної частинах рівнини, але вже середині олигоцена море" через Тургайскую улоговинку остаточно залишає Західну Сибір. У зв’язку з цим верхня частина осадового чохла складена континентальними товщами, сягаючими у закутку південної, прогибающейся частини плити великої потужності, місцями до 1−2 км. У тому числі переважають озерно-аллювиальные песчано-глинистые і озерні, переважно глинисті, отложения.

У неогене чітко відокремлюється зона субширотных підняттів відповідних сучасним Сибірським Увалам.

Наприкінці неогену вже сформувалися загальні орографические риси Західної Сибіру. Знижені ділянки збігалися з тектонічними прогибами, у яких, мабуть, розташовувалися річкові долини. Рівень моря був у цей час на 200- 250 м нижче сучасного, і більшість дна Карського моря разом із північними районами рівнини являла собою суходіл, глибоко расчлененную річковими долинами.

Загальне похолодання клімату, те що в неогене, особливо посилилося до кінця періоду, що призвело до розвитку четвертинного оледенения.

Давнє обледеніння Середній і верхній плейстоцен був часом древнього зледеніння й морських трансгресій. У науковій літературі до справжнього часу гостро дискутуються питання про характер древнього зледеніння на території Західного Сибіру, про кількість і синхронності чи асинхронности льодовикових епох і морських трансгресій, про стоці західносибірських річок у час плейстоценовых оледенений.

Більшість дослідників вважає, що зледеніння Західного Сибіру повторювалися неодноразово. Вирізняють Демьянское, Самаровское, Зырянское, і Сартанское зледеніння. Максимальним було Самаровское обледеніння, кордон якого проходила субширотно поблизу 60° з. ш. Кожне наступне обледеніння займало все меншу площа, а Сартанское обледеніння, відповідно до які панують у час поглядам, було горно-долинным і справила на розвиток природи Західного Сибіру лише непряме влияние.

Морська трансгресія, започаткована ще передувало Демьянскому оледенению, тривала протягом середнього плейстоцену. Максимум її збігся з Самаровским заледенінням. Море покривало всю територію північніше Сибірських Увалів. Ця частина рівнини являла собою зону морського зледеніння, де відбувалося накопичення морських відкладень. Лише межах Сибірських Увалів морське обледеніння змінювалося континентальним. Максимум верхнеплейстоценовой трансгресії передував Зырянскому оледенению.

Льодовики завезеними на територію Західного Сибіру рухалися з цих двох центрів: з Полярного Уралу і з Середньої Сибіру (плато Путорана північ Таймиру). При цьому дехто вчені (А.І. Попов, Г.І. Лазуков) вважають, що у епоху максимального зледеніння уральський і сибірський льодовики не змикалися; тому річки, поточні з півдня, хоч і зустрічали перепону, освічену крижинами, знаходили шлях північ між двома льодовиками. Отже, стік Обі, Іртиша і Єнісей убік Північного Льодовитого океану зберігався в протягом плейстоцена.

Інші дослідники (М.К. Висоцький, В.І. Громов, В. М. Сакс, І.А. Волков та інших.) стверджують, що обледеніння мало форму щита, преграждавшего стік річок північ. Південніше кордону льодовика відбувалося формування гігантських подпрудных озер, надлишок вод яких скидався На південний захід в Арало-Каспийский басейн. Така ситуація повторювалася й у наступні зледеніння. Це зумовлювало кількаразової перебудові гидросети. Стік в Північний Льодовитий океан відзначився тільки до межледниковий.

На відміну від Російської рівнини, де талі льодовикові води прямували на південь, у Західній Сибіру, має загальний ухил поверхні на північ, ці води накопичувалися на краю льодовика, створюючи приледниковые водойми, поступово мігруючі за краєм льодовика на північ. Талі води перемивали залишену ледником морену, оглаживая холмисто-моренный рельєф і перекриваючи його водно-ледниковыми відкладеннями. У цьому полягає одне з причин обмеженого поширення у Західного Сибіру типового холмистоморенного рельєфу і щодо розвитку водно-льодовикових і озерно-аллювиальных равнин.

У періоди оледенений біля Західного Сибіру на вільних від льоду площах відбувалося глибоке промерзання грунтів й освіту багаторічної мерзлоти. У внеледниковых областях йшло освіту лессовидных суглинков, перекрывающих дедалі більше древні відкладення і що сягають місцями потужності 2−2,5 м.

Протягом плейстоцену спостерігалися кількаразові зміни знака і швидкості тектонічних рухів. Наприкінці останнього зледеніння знову сталося опускання північних прибережних районів, їх затоплення морськими водами і накопичення товщ, що становлять голоценовые морські террасы.

Регресія моря в послеледниковое час викликала посилення врезания річок біля Західного Сибіру. Діяльність мінливих вод є основним рельефообразующим процесом в голоцене на більшу частину рівнини. Малюнок річковий мережі переважно успадкований від пліоцену. Невеликі абсолютні висоти зумовили малі ухили рік і переважання бічний ерозії над глибинної. Про цьому свідчить величезна ширина річкових долин (в низов’ях Обі до 100- 120 км) при щодо неглибокому врезе (до 60−80 м). Від льодовикового періоду великих просторах Західного Сибіру ще збереглася маса межморенных і залишкових приледниковых озер, а південній частині (термокарстовых і просадочных озер.

Загальне потепління клімату в голоцене призвело до зняття на північ кордонів природних зон, до заміщенню тундростепей та холодних лесостепей, існували поблизу кордону льодовиків, лісової рослинністю. У південної частини рівнини зберігаються лісостепу і степу. Потепління досягло максимуму в ксеротермальный період (бореальный ксеротермический максимум (8−9 тис. років як розв’язано), коли деревна рослинність поширювалася на 3°-4° північніше сучасної кордону. Про це свідчать перебування стовбурів дерев і пнів у відкладеннях тундри Ямалу і Гыдана.

З ксеротермальным періодом пов’язують початок широкого заболочування Західного Сибіру. Інтенсивне випаровування із поверхні призвело до усихання численних озер, зменшенню їх глибин і зарастанию. На місці зарастающих озер виникли множинні осередки заболочування. Близько розташовані осередки зливалися, та Європейська площа боліт зростала. Особливо інтенсивно це відбувалося у періоди похолоданий.

Протягом голоцену відзначається кілька періодів потеплінні і похолоданні. Нині відбувається похолодання клімату пов’язана з ним повільне усунення кордонів природних зон на півдні. Цей процес відбувається досить чітко простежується у північній частині рівнини, де тундри витісняють деревну рослинність поблизу північного краю поширення редкостойных лісів. На півдні наступові лісу на лісостеп перешкоджає господарську діяльність людини. Вирубуючи лісу, людина втручається у хід природного процесу сприяє розширенню площі степовій зоны.

Рельеф.

Сучасний рельєф Західного Сибіру обумовлений геологічним розвитком, тектонічним будовою і впливом різноманітних екзогенних рельефообразующих процесів. Основні орографические елементи перебувають у тісній залежність від структурно-тектонического плану плити, хоча тривале мезокайнозойское прогинання й накопичення потужної товщі пухких відкладень значною мірою снивелировали нерівності фундаменту. Малої амплітудою неотектонических рухів зумовлено низька гипсометрическое становище рівнини. Максимальні амплітуди підняттів досягають 100- 150 метрів за периферичних частинах рівнини, а центрі й північ від вони змінюються опусканиями до 100−150 м. Однак у межах рівнини виділяється ряд низовин і пагорбів, порівнянних площею з низменностями і височинами Російської равнины.

У межах Західного Сибіру чітко простежуються три висотних рівня. Перший рівень, котрий обіймає майже половину території, має висоту менш 100 м. Другий гипсометрический рівень розташований висотах 100- 150 м, третій (переважно у інтервалі 150−200 м з невеликими ділянками до 250−300 м.

Найвищий рівень приурочена до крайовим частинам рівнини. Найбільш низькі ділянки (нижче 100 м) перебувають у північної й була центральною частинах Західної Сибири.

Серед морфоструктур панують пологонаклонные до внутрішньої частини пластові (похилі) рівнини і плато. У крайніх частинах переважають пластово-денудационные рівнини. При віддаленні околиць амплітуда новітніх підняттів зменшується, зростає потужність четвертинних відкладень і пластоводенудационные рівнини змінюються пластово-аккумулятивными.

У розміщення на рівнині типів морфоскульптур, створених діяльністю екзогенних рельефообразующих процесів в неоген-четвертичное час, чітко простежується закономірна зміна у бік із півночі на південь. На півночі до берегів Карського моря, и його заток прилягають морські рівнини, в позднеі послеледниковое час котрі вийшли з-під рівня моря. Вони відрізняються пласким рельєфом. Сучасними процесами, перетворюючими рельєф морських рівнин, є передусім мерзлотно-солифлюкционные. Південніше розташовані моренні (льодовикові) і водно-льодовикові рівнини, основні риси рельєфу яких пов’язані з четвертинним заледенінням. Вони характеризуються більш пересіченим рельєфом. Переважає пологохолмистый рельєф. Коливання висот на междуречьях зазвичай становлять 10−15 м. Лише крайових частинах рівнини, прилеглих до Уралу і Среднесибирскому плоскогір'ю, збільшуються відносні висоти та порівняно добре виражені моренні пагорби і гряди, озы, ками і улоговини, виниклі при вытаивании брил мертвого льоду. У південній частині області поширені плоскі воднольодовикові рівнини. Головний чинник у сучасному перетворення рельєфу (діяльність мінливих вод. Формується эрозионный рельєф, добре виражений на возвышенностях.

До них приєднуються льодовикові озерно-аллювиальные рівнини, відрізняються пласким рельєфом. Протягом багато часу тут панували процеси річкової та озерній акумуляції. Коли говорять про Західного Сибіру як про гігантської аллювиальной рівнині, то зазвичай мають на увазі цю її часть.

Льодовикові озерно-аллювиальные рівнини, з півдня оконтуриваются внеледниковыми структурно-денудационными рівнинами, на які припадає південну частина Західного Сибіру. Процеси акумуляції змінилися тут эрозионными ще в дочетвертичное час. Однак велика віддаленість території від океану, сухість клімату зумовлюють слабке розвиток річковий мережі. Лише югосхідна частина рівнини, де є багато транзитних річок, поточних з гірських районів Алтае-Саянской області, відрізняється добре розробленим ерозійним рельєфом з пологовыпуклыми междуречьями і густий мережею річкових долин. На території междуречные простору слабко освоєно эрозионной мережею, відрізняються пласким, злегка хвилястим рельєфом. На поверхні знаходиться величезне кількість суффозионно-просадочных западин, зазвичай зайнятих озерами, і безліч невеликих пласких заболочених заглиблень. Поблизу Обі, Єнісей, Чулыма, Іртиша, Тоболу розчленовування стає глибше, схили крутіше. З’являються молоді ростучі овраги.

Климат.

Клімат Західного Сибіру (континентальний, досить суворий. Вона більше суворий, ніж клімат Російської рівнини, але м’якше території Сибіру. Континентальність наростає на півдні, у міру віддалення від узбережжя Північного Льодовитого океана.

Велика меридиональная протяжність обумовлює значні розбіжності у кількості сонячної радіації між північчю і півднем рівнини. Сумарна радіація змінюється від 70 до 120 ккал/см2 на рік, радіаційний баланс (від 15 до 40 ккал/см2 на рік. Западно-Сибирская рівнина порівняно із Російською отримує самих і тієї ж широтах більше сонячної радіації за рахунок збільшення прямий сонячної радіації внаслідок меншою повторюваності циклональной погоди, супроводжуваної облачностью.

Географічне становище обумовлює переважання західного перенесення повітряних мас, але багато віддаленість рівнини від Атлантичного океану сприяє ослаблення впливу атлантичних повітряних мас на формування клімату. Равнинность території, її відкритість з півночі та півдня забезпечують вільний меридіональний перенесення, що згладжує температурні і погодні различия.

Істотно впливають найважливіші кліматичні показники надає також характеру яка підстилає поверхні: велика заболоченность, заозеренность і залесенность равнины.

У холодну пору клімат Західного Сибіру формується під впливом що простирається над південної частиною рівнини відрога Азіатського максимуму і розташованої над Карським морем і півостровами балки зниженого тиску, що протягнулась від Ісландського мінімуму. Поступове падіння тиску від південних околиць рівнини до північним сприяє виносу холодного континентального повітря поміркованих широт з Азіатського максимуму і заповнення усією території. Переважають вітри південним румбів. Зима характеризується стійкою негативною температурою. Абсолютні мінімуми досягають Півдні −45…−50°, у центрі й північ від -55°С.

Найбільш теплим є південний захід рівнини. У південної та центральної частинах (приблизно до 65° с.ш.) спостерігається зниження температури з югозаходу на північний схід від -17 до -28°С. Це приблизно за 10 °C холодніше, ніж на Російської рівнині, але 7−10°С тепліше, ніж у Середньої Сибіру. У північні райони рівнини по околиці балки зниженого тиску нерідко приходять циклони із Заходу, північного заходу, котрий іноді з заходу. З ними пов’язана адвекция тепла з Північної Атлантики і Баренцова моря. Тож у північної частини Західного Сибіру температури січня змінюються із Заходу Схід від -22° у передгір'ях Уралу до -29°С в низов’ях Енисея.

Активна циклонічна діяльність із лінії арктичного фронту й проникнення з заходу циклонів полярного фронту порушують стійкість антициклональной погоди й створюють великі барические градієнти. У результаті виникають сильні вітри з хуртовинами і сніжними буранами (завірюхою), особливо у півночі (до 35−40 м/с) й у південних малолісистих і безлісих районах (до 15−20 м/с). На холодну пору доводиться у районах 20%, а північних — 35% від річної суми опадів. З 21 листопада до березня всю територію Західного Сибіру покрита снігом. На півночі сніжний покрив встановлюється вже у жовтня й тепло зберігається протягом 250−270 днів на рік. На південь тривалість залягання снігового покрову скорочується до 150−160 днів. У лісовий зоні потужність снігового покрову перевищує 50−60 див, досягаючи максимуму у частині зони. У тундрі зменшується до 40- 50 див, а степовій зоні (до 25- 30 див. Перехідні сезони у Західному Сибіру короткі (один-півтора месяца.

У теплий період над центральними районами Північного Льодовитого океану зберігається підвищену тиск. Над Західної Сибіром тиск поступово знижується на південний схід. З цією пов’язано переважання вітрів з північної складової. Посилюється й ролі західного перенесення, оскільки над материком формується знижений тиск. Проте барический градієнт невеликий, тому швидкості вітру проти взимку уменьшаются.

Холодний сухий арктичний повітря, вступаючи на поверхню суші, швидко прогрівається, тому температурний градієнт у північній частини рівнини високий. Середня температура липня на північному узбережжі Ямалу становить 4 °C, а біля полярного крута 14 °C. Південніше наростання температур відбувається повільніше. На крайній південь середня температура липня становить 21- 22 °C. Абсолютний максимум — на півночі 23−28°С, але в півдні 45 °C.

На теплий період (у квітні до жовтня) у Західному Сибіру доводиться 70- 80% річний суми опадів. Найбільш рясні вони у липні і серпні, що пов’язані з циклогенезом на арктическом і полярному фронтах. У тундрі максимум опадів посідає серпень, в тайзі (в липні, а степах (на червень. У теплий період південних районах Західного Сибіру в окремі роки можливі місяці, коли час від опадів. Літні опади мають зливовий характер, але добове їх кількість рідко перевищує 10 мм.

Розподіл опадів територією має зональний характер. Найбільшу їх кількість (550−650 мм) випадає в смузі, що протягнулась від Уралу до Єнісей через середнє протягом Обі (лісова зона). У межах цієї смуги спостерігається деяке збільшення опадів на схід, обумовлене бар'єрній роллю Среднесибирского плоскогір'я і підвищення вологості повітря під час проходження над заболоченій поверхнею равнины.

На північ і південніше смуги найбільших опадів кількість їх поступово зменшується до 350 мм. На північ це наслідок зростання повторюваності арктичного повітря малим влагосодержанием, а на півдні через ослаблення циклонической роботи і підвищення температур.

Для рівнини, особливо її південній частині, характерні значні коливання кількості опадів у рік до року. У лісостеповій і плюндрує степовий зонах опади вологого року можуть перевищувати суму опадів сухого року у 3−3,5 разу, у південній частині тайги (в 2−2,5 раза.

Клімат на більшу частину території Західного Сибіру сприяє широкому розвитку багаторічної (вічної) мерзлоти, у розповсюдженні якої чітко простежується зональность.

На півостровах мерзлота зустрічається повсюдно. Її потужність 300−600 м. Південніше, приблизно до Сибірських Увалів, поширена мерзлота з островами таликов. Монолітна мерзла товща тут змінюється двуслойной: верхній шар сучасної мерзлоти потужністю від 50−100 м північ від до 10−50 м Півдні відділений шаром талих порід від нижнього реліктового шару, який починається на глибині 80−140 метрів і має потужність до 200−250 м Окремі острова сучасної мерзлоти зустрічаються до широти гирла річки Демьянки (правого припливу Іртиша. Кілька південніше, до субширотного відрізка Іртиша, поширена реліктова мерзлота (немає її тільки заплавах великих річок), залегающая на глибині від 100−120 до 250 метрів і має потужність від 150 до 250 м. У якому напрямі із Заходу Схід спостерігається збільшення потужності і зниження температури мерзлих грунтов.

Воды.

Західна Сибір характеризується величезним скупченням поверхневих і підземних вод, укладених під багатьох тисячах великих і трохи дрібних озер, великих болотних масивах, повільно поточних повноводних річках, рясних грунтових водах і великих артезіанських бассейнах.

Ріки. Поверхня рівнини дренируется багатьма тисячами річок, загальна довжина яких перевершує 250 тис. км. Більшість річок належить до басейну Карського моря. Майже вся рівнина входить у басейн Обі. Лише річки північній частині рівнини несуть свої води у Карское морі або його затоки (Газ, Пур і Надым). Деякі райони Кулундинской, Барабинской і Ишимской рівнин ставляться до області внутрішнього (замкнутого) стоку. Ріки тут впадають у бессточные озера, а посушливі роки зовсім пересыхают. Густота річковий мережі у різних частинах рівнини неоднакова. Найбільшою величини вона сягає в Приуральской частини лесоболотной зони (0,35−0,30).

У зв’язку з равнинностью території Польщі і слабким нахилом поверхні річки Західного Сибіру, зокрема і найбільші (Обь, Іртиш, Єнісей, відрізняються малими поздовжніми ухилами, повільним плавним перебігом і переважанням бічний ерозії. Подовжні ухили Обі у середньому та нижньому перебігу припадає лише 1,5−3 см/км. Це 3−4 рази менше ухилів Північної Двіни. Схил Єнісей в 1,5−2 рази більше, ніж Обі. При малому падінні річки сильно меандрируют, блукаючи широкими заплаві, сягаючої на великих річках ширини 15−20 км, створюючи численні рукави, протоки і стариці. Коефіцієнт извилистости багатьох річок становить 2,5−3.

У харчуванні річок беруть участь талі снігові, дощові і болотногрунтових вод. На перше місце в всіх річок виходить снігове харчування. Частка його зростає у напрямку півночі на південь. З таненням снігів пов’язано весняне повінь на річках, пік що його північній частині зміщується початку літа. Пік повені на Обі сягає 7−12 м, а низов’ях Єнісей навіть 18 м.

Для західносибірських річок характерно надмірно затяжну (розпластане) повінь. Лише річки південних районів відрізняються бурхливим короткочасним повіддям і швидким спадом вод. На території повінь вбирається у два-три літні місяці. Підйом води відбувається дуже швидко, а високий рівень тримається довго чекати і спадає надто повільно. Це з особливостями рельєфу, замедляющими стік, ні з тим, основні водні артерії Західного Сибіру (Обь, Іртиш і Єнісей (течуть із півдня, де раніше починається повінь. Через війну ці багатоводні річки викликають підпори на притоках їх середньої та нижньої течії. Тривале весеннелітнє повінь сильно послаблює дренирующую роль рік і навіть перетворює їх з чинника дренажу на чинник застою тимчасової накопичення вод.

Льодостав на річках південній частині Західного Сибіру триває п’ять місяців на рік, але в північних (до семи-восьми місяців. У період весняного льодоходу на великих річках виникають потужні крижані затори, оскільки розтин починається у верхів'ях, поступово розповсюджуючись на північ. Тривалість льодоходу в низов’ях Обі і Єнісей близько месяца.

Великі річки Західного Сибіру судноплавні. Єнісей, Обь і Іртиш судоходны на всім їх протязі не більше рівнини. У низов’я Єнісей (до Дудинки) заходять і морські суду, оскільки глибини тут досягають 50 м.

Обь (одне з найбільших річок світу — головна ріка рівнини. Площа її басейну становить близько 3 млн. км2, довжина від витоків Іртиша (5410 км. Якщо брати довжину Обі від джерела Катуні, вона сягає 4345 км, як від злиття Бії і Катуні (3650 км. Річний стік Обі близько 400 км³, а середній річний витрата 12 800 м3/с. По водоносности Обь посідає у Росії третє місце, поступившись лише Енисею і Оленці. Впадає ріка в Обскую губу, яка була типовий естуарій. Підводна долина простежується й далі, на виході з Обской губи, в прилеглої частини моря.

Зліва Обь приймає свій найбільший приплив Іртиш, басейн якого займає половину Обского басейну, а довжина від витоків Чорного Іртиша сягає 4248 км. Стік Іртиша становить третину стоку Обі. Притоки Іртиша (Ішим, Тобол і Конда, і навіть притоки Обі (Чулим, Кеть і Васюган мають довжину понад тисячу км. Обь і Іртиш зі своїми притоками не більше Західного Сибіру — типові рівнинні річки із малими ухилами і спокійним течением.

Площа басейну Єнісей трохи більше 2,5 млн. км2. На території Західного Сибіру перебуває невеличка лівобережна частина басейну, по якої протікають короткі немноговодные притоки. Починається Єнісей серед стосів Туви і занурюється у Енисейский затоку Карського моря. У верхньому перебігу це бурхлива гірська ріка з великим подовжнім ухилом. У середній течії, де ріка притиснута до уступу Среднесибирского плоскогір'я, у її руслі зустрічаються великі пороги, а протягом має велику швидкість. Лише низов’ях Єнісей набуває спокійний перебіг. Довжина річки 4092 км, річний стік близько 624 км³, а середньорічний витрата 19 800 м3/с. Це (сама багатоводна ріка страны.

Озера. На Західно-Сибірської рівнині є близько 1 млн. озер із загальною площею більш як 100 тис. км2. Озерность змінюється від 1−1,5% Півдні до 2% на півночі. У багатьох районів вона сягає 15−20% (Сургутская низина). Велике кількість озер зумовлено равнинностью і слабкої дренированностью території. Озера розташовані як у вододільних рівнинах, і у долинах річок. Вода багатьох озер південній частині рівнини солона і солоноватая. Найбільшим озером Західного Сибіру є озеро Чани. Це бессточный неглибокий водойму. На початку минулого століття площа його дзеркала становила понад 8 тис. км2, а час (близько двох тис. км2. Максимальна глибина (менш 10 м.

Підземні води. По гідрогеологічним умовам рівнина представляє собою величезний Західно-Сибірський артезіанський басейн, що складається з низки басейнів другого порядку: Обского, Тобольского, Иртышского, Чулымского, Барабинско-Кулундинского та інших. Води лежать різними глибинах в мезокайнозойских відкладеннях. У крайніх частинах рівнини розкрито підземні води, зосереджені в тріщинах щільних порід фундаменту. З великою потужністю чохла пухких відкладень, які з чергування водопроницаемых і водоупорных порід, пов’язано наявність численних водоносних горизонтів. Вони відрізняються різним хімізмом, режимом і якістю вод. Води глибоких горизонтів зазвичай минерализованы сильніше, ніж які перебувають ближчі один до поверхні. У південних районах нерідко сильно засолені та води верхніх горизонтів. Це з високої испаряемостью, слабкої дренированностью поверхні і є повільної циркуляцією вод. У деяких водоносних горизонтах на глибинах від 800 до 3000 м розкрито води з температурою 25−120°С. Зазвичай це дуже мінералізовані води, які можуть використовуватися для опалення й лікувальною метою. Загальні запаси підземних вод Західного Сибіру дуже велики.

Болота. Колосальним вмістилищем води є болота Західного Сибіру. Середня заболоченность рівнини близько тридцяти%, в лесоболотной зоні близько 50%, а окремими районах (Сургутское Поліссі, Васюганье, Кондинская низина) сягає 70−80%. Найбільшим у світі є Васюганское болото загальної площею 53 тис. км2. Широкому розвитку болотообразования сприяє поєднання багатьох чинників, головні у тому числі (1) равнинность території і що 2) її тектонічний режим зі стійкою тенденцією до опускання в північних і центральних районах, 3) слабка дренированность території, 4) надлишкове зволоження, 5) тривале весенне-летнее повінь на річках в поєднані із освітою підпоровши для приток у разі підвищення рівня Обі, Іртиша і Єнісей, 6) наявність багаторічної мерзлоты.

За даними торф’яного фонду, загальна площа торф’яних боліт у Західному Сибіру 400 тис. км2, і з урахуванням інтересів усіх інших типів заболоченности (від 780 тис. до 1 млн. км2. Загальні запаси торфу оцінюються 90 млрд. тонн на летючесухому стані. Відомо, що у торфі боліт міститься 94% води. Отже, всю масу торфу Західного Сибіру містить щонайменше 1000 км³ води. Це одно 2,5-летнему стоку Оби.

Ґрунти, рослинність і тваринний мир

Почвенно-растительный покрив Західного Сибіру відрізняють дві основні особливості: класично виражена зональність і рівень гидроморфизма. У межах рівнини розташовуються тундрова, лісотундрова, лісова (лесоболотная), лісостепова і степова зони із наступними характерними їм ґрунтами і рослинністю. Зональні типи грунтів (тундрово-глеевые, подзолистые, дерново-підзолисті, чорноземи і темно-каштанові (приурочені до щодо дренированным територіям, які від 23,7 до 74,7% площі зон (див. табл. 1). У Західного Сибіру у тундрі і лісотундрі, як це має місце на Російської рівнині, а й у лесоболотной і лісостеповій зонах великі площі (близько 1/3) займають полугидроморфные грунту. Вони формуються за умов близького залягання грунтових вод і періодичного переувлажнения всього грунтового профілю або його нижньої частини, що викликає розбудовні процеси оглеения. Такими ґрунтами є глеево-подзолистые і болотно-подзолистые, розвинені під хвойними лісами, а також лучно-чорноземні грунту, поширені в лісостеповій зоні. Дерново-підзолисті грунту Західного Сибіру від своїх європейських аналогів також наявністю ознак оглеения, а чорноземи і темно-каштанові грунту (солонцеватостью.

Перезволожені території зайняті гидроморфными ґрунтами, серед яких у північній частини рівнини панують торфянисто-болотные і торфяноболотні, а південній частині водночас звичні солонці, солоди, зустрічаються також солончаки.

При схожості панівних типів рослинності та його зонального розміщення між рослинністю Західного Сибіру і Російської рівнини є дуже серйозні відмінності. Вони були пов’язані лише з широким поширенням боліт, але й особливостями формування флори, ні з збільшенням континентальности і суворість клімату. Це простежується, наприклад, на складі основних лісоутворюючих порід. Поряд з ялиновими і сосновими лісами тут поширені кедрові і модринові, зустрічаються ялицеві. До північному межі поширення деревної рослинності у Західному Сибіру виходить модрина, а чи не ялина, як у Російської рівнині. Береза і осика тут утворюють як вторинні, а й корінні лісу. У Західного Сибіру у тому широколистяних порід, лише липа є у підліску до річок Парабель і Тара. Змішані лісу, тут представлені сосново-березовыми.

Великі площі Західного Сибіру займає заплавна рослинність, представлена переважно луками й у меншою мірою чагарниками. Для її частку припадає близько 4% території равнины.

У зв’язку з широким розвитком гидроморфизма у розподілі грунтів і рослинності у районах Західної Сибіру значно більшу роль, ніж Російської рівнині, грають характері і густота розчленовування території, що визначають рівень її дренированности. Для кожної зони типово поєднання зональних грунтів й у рослинності, властивих дренированным ділянкам, з деякими типами гидроморфных комплексов.

Тваринний світ Західного Сибіру має багато спільних із Російської рівниною. Обидві рівнини входять до складу Европейско-Сибирской зоогеографической подобласти Палеарктики. У Західного Сибіру налічується близько 500 видів хребцевих, їх 80 видів диких ссавців, 350 видів птахів, 7 видів земноводних і майже 60 видів риб. У водойми рівнини завезено сиг, лящ, сазан, короп, судак. Акклиматизированы ондатра, американська норка, хохуля. Відновлено майже знищене перед революцією поголів'я соболі і річкового бобра.

На великій території Західного Сибіру тваринний світ помітно змінюється від місця доречно насамперед у залежність від зональних умов і пов’язаних з нею забезпеченості кормами і укриттями. Проте тайгові тварини по стрічковим борам і осиново-березовым колкам проникають на південь майже кордонів рівнини, але в озерах лісостеповій і плюндрує степовий зон зустрічаються деякі мешканці полярних водойм (наприклад, чайка-хохотунья), на болотах гніздиться біла куропатка.

Природні зоны.

Одноманітність рельєфу Західного Сибіру і значна протяжність території від узбережжя Північного Льодовитого океану всередину материка створює ідеальні умови для прояви широтной зональности і його неминучого слідства (поступових переходів як подзон. Зональність представлена чіткої зміною зон і подзон у бік із півночі на південь. У межах рівнини розташовуються тундрова, лісотундрова, лісова (лесоболотная), лісостепова і степова зоны.

На відміну від Російської рівнини у Західній Сибіру немає зон змішаних і широколистяних лісів, напівпустель і пустель, зони мають чітке широтне простягання, а кордони їхнього роком дещо зміщено на північ. Усередині зон спостерігаються відносно невеликі зміни природних умов, зумовлені зміною литогенной основи, тому провінційні відмінності у Західному Сибіру виявляються менш чітко, ніж Російської равнине.

Тундрова зона простирається від узбережжя Карського моря майже Полярного кола ніяких звань і по Дудинки Сході. Вона займає все три півострова. Більше південне становище кордону зони ніяких звань зумовлено охлаждающим впливом глибоко врізаної Обской губи (цього «мішка зі льодом», повільно прогревающегося влітку. Протяжність зони із півночі на південь (500−650 км.

У разі дефіциту тепла навіть невеликі коливання в теплозабезпеченості рослин, у зміні співвідношень тепла і вологи визначають просторове розміщення різних типів тундр.

У північних районах і вершинах пагорбів переважає плямиста тундра з тундровыми арктичними ґрунтами. На оголеної від снігу поверхні тут утворюються суглинистые плями діаметром до $ 1,5 м. Вони від'єднані одне від друга вузькими смужками рослинності, приуроченными до морозобойным тріщинам. Тут поселяються лишайники і квіткові рослини, здатні краще мохів переносити порівняльну сухість грунтів і різким коливанням температур на недостатньо захищеної снігом і рослинністю поверхні. На сухих підвищених місцях з суглинистыми ґрунтами, на піщаному і щебнистом субстраті розвиваються лишайниковые тундри. Вони переважають рунисті лишайники (кладония, алектория, цетрария та інших. Трав’янистих рослин, чагарників і мохів у яких мало. При надмірному випасі оленів переважання у тих тундрах переходить до гірше поедаемой цетрарии і мохам. Мохові тундри з тундровоглеевыми ґрунтами присвячені глинистим грунтам і увлажненным ділянкам з суглинками. Суцільний мелкокочковатый і малопотужний покрив з гипновых мохів надає їм одноманітний вид. Крім мохів, у тих тундрах ростуть два-три десятка видів трав’янистих рослин (куропаточья трава, водяника, мятлик арктичний, пухівка, ряд осок та інших.) і рідкісні чагарники дрібної повзучої карликовою берізки та деяких менших арктичних верб. У південній частині зони зростає роль чагарників у складі моховий тундри і у вигляді заростей тундрових чагарників (берізки, верб, вільшняка (чагарниковою тундри) на тундрових оподзоленных грунтах. У переувлаженных понижениях поширені гипновые болота, на добре прогрітих схилах й у долинах річок (тундрові луки, які з яскраво квітучих лютиков, вогників, валеріани та інших растений.

Серед тварин переважають місцеві ссавці (північний олень, песець, лемінги обский і копитний, полівки) і перелітні птахи (особливо багато куликов і гусячих). З птиць взимку в тундрі залишаються самі біла і тундряная куріпки і полярна сова.

Зона тундр Західного Сибіру про особливості природи підрозділяється на три подзоны. Підзона арктичних тундр відрізняється особливо суворими умовами з пануванням полигональных тундр, рослини яких заввишки всього 3−5 див. Підзона типових тундр представлена мохово-лишайниковыми тундрами, найбільш відповідними клімату тундрової зони. Чагарники в цієї подзоне досягають висоти 30−50 див, та якщо з трав’янистих рослин найбільш типова пухівка. І, нарешті, південна підзона (це підзона чагарникових тундр. У оптимальних умовах існування чагарники досягають тут висоти 0,5−1,5 м. На півдні подзоны на схилах долин зустрічається стелющаяся форма модрини сибірської. Гілки її розпластані біля самісінької поверхні землі, а тонкий викривлений стовбур рідко піднімається вище 1,5−2,0 м. У всіх подзонах тундр зональні природні комплекси дренированных ділянок поєднуються з мінеральними гипновыми болотами і термокарстовыми озерами.

Тундра (найменш населена зона Західного Сибіру. Більшість населення зосереджена на берегах морських заток і рік й займається рибальством. У віддалених від берегів районах основним заняттям корінного населення служать оленярство і полювання на песця і птахів (куріпки, гуси, качки). Західна Сибір (другою — після Чукотки оленярський район нашої країни й одна з найбільших у світі. Оленячі пасовища займають близько 2/3 території зони. У обмежених масштабах тут вирощують скоростиглі овочі й картопля, переважно у теплицях. Швидкими темпами розвивається в тундрової зоні газовидобуток, що, зазвичай, вахтовим методом.

Лісотундрова зона протягується вузької смугою (50−200 км), поступово розширення на схід, від підніж Уралу до Єнісей. Розташована вона поблизу полярного кола. Східне річки Таз південна кордон зони відхиляється до півночі приблизно до Ігарки. У порівняні з Російської рівниною і країни Середньої Сибіром зона лісотундри Західного Сибіру відрізняється більш південним становище у через відкликання охлаждающим впливом Обской губи, великий заболоченностью і розвитком великих горбистих торфяников.

Територія зони була в послеледниковое час і продовжує залишатися ареною безупинної боротьби лісу й до тундри. І тундра, і ліс тут перебувають у межі розвитку. Для деревних порід це північний межа, для багатьох тундрових рослин (південний. Модринові рідколісся обирають в межах лісотундри найсприятливіші місця. У північній частині зони рідколісся займають 10−20% території, у закутку південної (до 40−45%. Висота дерев тут рідко перевищує 6−8 м. Під редколесьями поширені глеевоподзолистые, а в східній частині зони (глеево-мерзлотно-таежные грунту. У залежність від складу грунтів змінюється напочвенный покрив в редколесьях. На легких піщаних грунтах розвиваються лишайниковые рідколісся, більш важкі крейсери та холодних глинистих (заболочені рідколісся з моховим покровом, болотяними кустарничками і травами. Сухі вершини пагорбів, заболочені зниження, слаборасчлененные междуречные простору зайняті кустарничковыми і мохово-лишайниковыми тундрами на тундрових глеевых грунтах і болотами. Крім низинних боліт, властивих тундрової зоні, тут трапляються й дещо сфагновые болота; у південній частині (реліктові крупнобугристые. У долинах великих річок значні площі зайняті заливными лугами.

Лісотундра вирізняється великим розмаїттям та багатством тваринного населення. Сюди откочевывают взимку з тундри північні олені і песці. Поруч із типовими тундровыми тваринами тут трапляються й дещо широко поширені горностай, заєць-біляк, і навіть мешканці лісу (росомаха, буре ведмідь, белка.

Для лісотундри характерно ускладнення зональної структури порівняно з тундрами. Тут поєднуються лісові, тундрові, болотні і озерні ПТК. Формування тієї чи іншої їх залежить від глибини залягання мерзлоти і від характеру снігового покрову. Найбільш дренированные ділянки зазвичай зайняті лісовими комплексами; опуклі, підвладні вітрам і глибокому промерзанню (тундрами; неглибокі зниження (горбистими болотами; а термокарстовые улоговини (часто озерами.

Основних напрямів господарства за лесотундровой зоні, як й у тундрі, є оленярство, рибальство і полювання. Оленярство грунтується на сезонному використанні пасовищ зони. Тут оленів випасають в холодне сезон, а тундрі (у тепле. Кілька ширше, ніж у тундрі, розвинене землеробство. Вирощування скоростиглих овочів і картоплі ведеться як і закритому, і у відкритому грунті. Зростання населення лесотундровой зоні пов’язані з інтенсивної експлуатацією газових родовищ і подальшим розвитком геологорозвідувальних работ.

Лесоболотная зона (сама велика з природних зон Західного Сибіру. На 1100−1200 км простирається ця сума полярного кола майже 56° с.ш. Її південна кордон проходить приблизно від долини Исети (лівої притоки Тоболу) до Новосибірську. Специфічною рисою зони є однакову співвідношення лісів на підзолистих і подзолисто-глеевых грунтах і сфагновых боліт на торф’яно-болотних грунтах і торфах, що робить він і отримав назву лесоболотной, а чи не лесной.

Тут перебувають величезні площі таких водонасыщенных боліт, як грядово-мочажинные, грядово-озерковые і топяные. У центральній частині лесоболотной зони кліматичні умови оптимальні для торфонакопления, що відбувається однаково інтенсивно й у понижениях рельєфу, і піднесених междуречьях. Переважним типом боліт є грядовомочажинные сфагновые торфяники.

На розміщення панівних типів рослинності (лісів і боліт (передусім впливає ступінь дренированности території. До невисоким горбах і увалам межиріч, до схилах і терасам річкових долин приурочені лісові масиви на підзолистих і дерено-підзолистих грунтах. У разі застійного зволоження формуються болота. Проміжне становище з-поміж них займають заболочені лісу на глеево-подзолистых і болотно-подзолистых почвах.

У лесоболотной зоні дві основні типу природних комплексів (лісової і болотний (сусідять і поєднані друг з одним. Їхні взаємини є потужним джерелом перебудови внутризональной структури та визначають основну тенденцію еволюції природи даної зони. Особливо активні і агресивні болотні комплекси. Вони постійно збільшують свої розміри і наступають на оточуючі території. Це було пов’язано лише з тим, що болота консервують вологу, але й тим, що заболочені лісу (природні комплекси полугидроморфного типу) сприятливі у розвиток фітоценозів з моховим (особливо сфагновым) покровом. Надлишкове зволоження і обмежені теплові ресурси сприяють нагромадженню мертвого органічного речовини. Це спричиняє освіті торф’яних горизонтів грунтів і торфовищ, які, своєю чергою, починають утримувати вологу. Отже, як саморозвиток торф’яних боліт, а й заболочених лісів веде до скорочення площі лісових комплексов.

Панівним типом лісів у районах Західної Сибіру є темнохвойные риштування із їли, ялиця та кедру. Поруч із ними поширені соснові лісу й до модринові з модрини сибірської, сосново-березові і мелколиственные осиново-березовые лісу. У якому напрямі із півночі на південь не більше зони змінюється склад лісоутворюючих порід і домінуючі типи боліт, що пов’язана зі зміною клімату. Тож лесоболотная зона Західної Сибіру поділяється чотирма подзоны: северотаежную, среднетаежную, южнотаежную і мелколиственных лесов.

Северотаежная підзона характеризується значним поширенням багаторічної мерзлоти і переважанням безлісих крупнобугристых сфагновых боліт, їхнім виокремленням великі масиви. Ліси тут займають близько третини території, характеризуються великий розрідженістю і низкорослостью (8−10 м). У тому числі переважають модринові лісу на підзолистих иллювиальногумусовых грунтах на піщаних грунтах. Більше вологі місцеперебування на суглинистых і глинистих грунтах займають елово-березово-лиственничные і ялинові лісу на глеево-подзолистых і глеево-мерзлотно-таежных почвах.

У среднетаежной подзоне лісу займають понад половина території. 40% площі лісів посідає соснові лісу, приурочені піщаним гривам, плато і приречным увалам. Особливо багато у західній, приуральской частини подзоны. Близько третини лісової площі займають у подзоне темнохвойные лісу, із їли та кедру з додатком ялиця (урманы). Заболочена темнохвойная тайга з долгомошным і сфагновым покровом на болотно-подзолистых грунтах найбільш поширена у центральної та східної частинах подзоны. Великі вододільні простору займають грядово-мочажинные сфагновые болота. Їх поверхню часто заросла дрібної сосною, корявої березою та чагарниками (багно болотний, Кассандра, подбел, карликова березка).

Для южнотаежной подзоны характерна значно менша заболоченность і переважання темнохвойных лісів з ялиця, кедра і їли на підзолистих і дерено-підзолистих грунтах. Панування в темнохвойных лісах ялиця сибірської (типовий ознака південної тайги. На щебнистых грунтах в приуральской частини подзоны і річкових терасах зустрічаються соснові бори. На погано дренированных междуречьях поширені грядово-мочажинные сфагновые і сосново-сфагновые болота. На південь зростають площі перехідних і осоковотрав’яних болот.

Підзона мелколиственных лісів тягнеться вузької смугою (від 50 до 200 км) вздовж південної околиці лесоболотной зони. Основу рослинного покриву подзоны утворюють осиново-березовые лісу на дерено-підзолистих, сірих лісових і своєрідних вторично-подзолистых грунтах. Осиново-березовые лісу чергуються з березово-сосновыми на піщаних грунтах, з трав’янистими, рідше сфагновыми болотам і луками. Великі площі подзоне займають ріллі. Ця підзона найбільш густо населена і освоена.

Серед тварин лесоболотной зони зустрічаються типові «європейці» (лісова куниця, європейська норка), представники восточносибирской тайги (соболь) і різноманітні види, тісно пов’язані з водоймами (видра, водяний пацюк, западносибирский бобер). З ссавців типові буре ведмідь, росомаха, рись, куниця, видра, борсук, білка та інших. Багато різних птахів, життя які зазвичай міцно пов’язана з хвойним лісом. Але навіть серед них мало півчих птахів, тому тайга відрізняється тишею і похмурістю. У похмурої суто хвойною тайзі тварин менше, визнають за краще вторинні, березовоосикові лісу. Багато мешканці зони є цінними хутровими звірами (соболь, білка, ондатра, водяний пацюк і др.).

Лесоболотная зона має різноманітними на природні ресурси і є територією інтенсивного освоєння. Тут зосереджені основні родовища нафти, ведуться великі промислові заготівлі деревини і інших продуктів лісу, розвивається м’ясомолочне тваринництво і овочівництво навколо міст і експертних робочих селищ. Як і північних районах, корінне населення займається заготівлею хутра і рыболовством.

На величезних просторах лесоболотной зони спостерігаються помітні внутрішні відмінності як під час переходу від однієї подзоны в іншу, а й залежно від характеру литогенной основи від провінції до провінції. У всіх подзонах найважливіші відмінності спостерігаються між провінціями краще дренированных піднесених рівнин і особливо заболоченими низинами (Среднеобская і Чулымо-Енисейская провинции).

Лісостепова зона протягується неширокої смугою (150−300 км) від Уралу до передгір'їв Салаирского кряжу і Алтаю. Південний кордон зони відбувається за річці Уй (лівому припливу Тоболу), далі іде у межі Казахстану і знову протягається у Росії до Омску і далі до Барнаулу. Для лісостеповій зони Західного Сибіру характерно складне поєднання осиново-березовых перелісків (колков (і степових, нині розораних ділянок з осоково-кочкарными болотами і солончаковими луками. Від лісостепу Російської рівнини її відрізняє як більш північне становищі, а й сильна засоленість, значне поширення боліт і безліч озер.

Почвенно-растительный покрив зони відрізняється великий строкатістю у зв’язку з зі слабкою дренированностью та розвитком процесів засолення й заболочування, складно сочетающихся у просторі. На дренированных междуречьях і схилах під луговими степами сформувалися найродючіші грунту (опасисті чорноземи. Зміст гумусу у яких сягає 10−12% при потужності гумусового горизонту близько 50 див. У північній частині зони під остепненными луками, в складі яких є трохи більше 40% степових видів, під ріллями, а місцями й під деревної рослинністю поширені выщелоченные і оподзоленные чорноземи. На південь опасисті чорноземи поступово змінюються звичайними. Проте за частку чорноземів припадає лише близько 20% земельної площі. На слабодренированных междуречных рівнинах і річкових терасах при неглибокому залягання прісних грунтових вод збільшується частка лугових видів в травостое і формуються лучно-чорноземні грунту, які у межах зони найбільші площі. Цілинні лугові степу і остепненные луки збереглися тільки невеликих участках.

Лісистість змінюється від 20−25% у північній частини зони до 4−5% Півдні. Ліси переважно представлені осиново-березовыми колками і присвячені западинам з солодями чи солонцеватыми ґрунтами. Переважає у лісах береза бородавчатая, добре пристосована до солонцеватым почвам. По найбільш вологим ділянкам колков селяться береза пухнаста і осика. На піщаних грунтах надпойменных терас поширені соснові бори на дерновопідзолистих і підзолистих почвах.

У комплексі з чорноземами і лутово-черноземными ґрунтами поєднуються також солонці і солончаки, приурочені западинам та інших понижениям рельєфу з розрідженим травостоем солонцевих лук з солодки, бескильницы, великого подорожника, астрагала, і солончаковими луками з солянками і іншими галофитами.

Серед лісових колков і розораних степових масивів поширені закочкаренные крупнотравные (очеретяні, осоково-тростниковые, крупноосоковые) низинні болота, виникаючі дома зарастающих озер (займища) у північній частині подзоне лісостепу. Крім лідерів, зустрічаються опуклі сфагновые торфовища, які поросли пригнобленої сосною і березою, (рямы. Заплави річок вкриті крупнотравными луками. На терасах зустрічаються солончаковые луки з ячменем солончаковым і батлачком.

Тваринний світ лісостепу складається з мешканців лісів і степів. Найбільш типові гризуни (ховрашки, хом’яки, земляний заєць, полівки. У колках звичні лисиця, ласка, білий тхір, горностай, тетерев, біла сіре куріпки. У борах зустрічаються лось, белка-телеутка, косуля, зайці (біляк і акліматизований тут русак. На озерах гніздяться сірі качки, гуси, чайки, лиски, лебеді (кликун і шипун. На берегах багато хижих птахів. Живуть в водоймах також водяний пацюк і ондатра. Чимало понять з водойм багаті рибою, зокрема акліматизованими лящем і судаком.

Лісостепова зона підрозділяється на дві подзоны: північну і південну. Північна підзона більш залесена і заболочена. Безлісні простору зайняті остепненными луками на выщелоченных і оподзоленных чорноземах. Південна лісостеп більш засолена. У його рослинному покрові переважають лугові степу. Лісистість незначительна.

Лісостеп є найбільш освоєної і залюдненої зоною Західного Сибіру. Родючі грунтів та сприятливою сприяли розвитку тут землеробства. Середня розораність зони (близько сорока%. Успішно вирощують зернові і технічні культури, овочі й картопля. Близько 30% площі зайнято природними кормовими угіддями. Тут розвинене молочно-м'ясне тваринництво. У лісостеповій зоні є найбільші міста Західної Сибіру, (Новосибірськ, Омськ, Барнаул. (Барабинская провинция).

Степова зона займає крайню південну частина Західного Сибіру. У межі Росії входить лише деякі з цієї зони (південніше Омська і крайньому південному сході. Своєрідність зони залежить від великий заозеренности, меншої кількості опадів, більш холодної та малосніжною зими, ніж у степах Російської рівнини. Наслідком є відсутність байрачних лісів, одноманітність рослинного покриву з величезним переважанням сибірських видів, менша потужність грунтів й підвищений вміст у них гумуса.

У степовій зоні переважають звичайні і південні чорноземи і темнокаштанові грунту. Вони вирізняються високою змістом гумусу: звичайні чорноземи (7−8%, південні (4−6%, темно-каштанові (2−4,5%. Лутовочорноземні грунтів та солоди займають тут меншу площа, ніж у лісостеповій зоні. Збільшується площа солончаков.

Раніше тут панували разнотравно-типчаково-ковыльные і типчаковоковилові степу. Нині їх майже зовсім розорано. У окремих районах розораність коштує від 45 до 90%. Природна степова рослинність збереглася тільки невеликих цілинних ділянках. Основний фон разнотравнотипчаково-ковыльных степів на звичайних і південних чорноземах утворюють узколистные дерновинные злаки: ковыль-волосатик, типчак і перисті ковыли (узколистный, Залесского). Переважати видами різнотрав'я є чебрець, зопник, вероніка сиза. У травостое беруть участь східні види: ковыли Коржинского і киргизький, полин холодна, ирис-касатик та інших. Для південній частині зони (сухих степів) типові типчаково-ковыльные степу на темно-каштанових грунтах з ковилою Лессінга і сарептским, з низькою часткою ксерофильного різнотрав'я (полину, прутняк, чебрець, степовій цибулю, эфедра, піщанка та інших.). Навесні вегетируют тюльпани та інші эфемеры.

У понижениях рельєфу при близькому залягання засолених грунтових вод чи засолених породах формуються солончаки і солонці з властивій них рослинністю з солелюбивых (солерос, солодець, терескен, кермек) і солевыносливых (бескильница, люцерна, буркун) видів з велику кількість полину. Місцями поширені суцільні зарості чия з солончаковым ірисом. Там, де грунтових вод прісні, зниження зайняті невисокими степовими чагарниками. Вони представлені спиреей, степовим шипшиною, татарської жимолостю і караганой.

У північній частині зони по лощинам і западинам зустрічаються невеликі березові колки. Для Кулунды і Приобского плато характерні своєрідні стрічкові соснові бори, під якими формуються оподзоленные борові і дернові грунту. Бори присвячені піщаному субстрату з глибиною залягання грунтових вод до 5−7 метрів і представлені смугами до 10−15 км, витягнутими упродовж десятків кілометрів. По лощинам древнього стоку вони заходять в сухі степу до південної кордону Західного Сибіру. За характером рослинності бори відбивають особливості степовій зони. Сосна часто зростає тут групами, перемежовуючись із полянами, у яких поширені ковыли, сон-трава, полину, лікарський цмин. Поруч із ними напочвенном покрові соснових борів трапляються й дещо типові тайгові види (грушанка, брусниця, черника).

На заплавах річок на алювіальних солонцюватих і солончакових грунтах поширені зарості тростини, пырейные і осоково-злаковые луки, основний фон яких утворюють злаки (ячмінь солончаковый, лисохвіст і бескильница. У заплавах великих річок зустрічаються заболочені луки на торфянистых лугово-болотных грунтах з великим густим травостоем з мятлика, вейника і осок. Багато тут і чагарникових ивняковых заростей. Трохи більше однієї% площі степовій зони зайнято болотами, переважно тростниковоосоковыми і засоленными.

Тваринний світ степів більш одноманітний, ніж лісостеповій зони, і представлено основному гризунами (ховрашок, тушканчики, полівки, слепушонка, хом’як, хом’ячок сірий, земляний заєць, бабаки, степова пищуха). З хижаків тут водяться ендеміки степовій тхір і корсак, і навіть широко поширені види (звичайна лисиця, борсук, горностай, ласка, вовк. З птиць для степу типові степовій орел, канюк, боривітер, стрепет, коник, білокрилий жайворонок та інших. У прибережних заростях озер гніздяться качки, гуси, чайки.

Степова зона Західного Сибіру (найважливіший землеробський район. Після освоєння цілинних і перелогових в 50-ті роки під посіви використовуються майже всі пахотнопригодные землі. Основний культурою є ярова пшениця. Вирощують також технічні культури (соняшник, цукрова буряк). Сухість грунтів мала кількість опадів, особливо навесні й у початку літа, сильні сухі вітри глибоке промерзання грунту несприятливо б’ють по посівах, тому проводиться накопичення вологи в грунті шляхом снегозадержания. Противодефляционные заходи необхідні на грунтах легкого механічного складу, гіпсування (на солонцюватих грунтах і солонцах. Гіпсування часто ведеться місцевим озерним гіпсом. Пастбищные угіддя й сіножаті займають 20−25% площади.

У степових озерах добуваються сотні мільйонів тонн солей (кухонної солі, соди). На озері Кучук видобувають глауберову сіль (мирабилит). Мули багатьох озер успішно застосовуються на лікування шкірних і нервових захворювань, ревматизму і кісткового туберкулеза.

Природні ресурсы.

Західна Сибір має різноманітними на природні ресурси. Ставлення до її природні багатства та його значенні економіки країни поступово змінювалося. У XVI столітті увагу російських промисловців і торговців приваблювала передусім хутро. У XVIII-ХІХ ст. основну цінністю були земельні і кормові ресурси лісостеповій і плюндрує степовий зон. Наприкінці минулого століття на численних великих займищах Барабинской низовини вироблялося найдешевший країни вершкове олію. На початку нинішнього століття головним багатством вважався ліс. З середини 1950;х років Західна Сибір набуває дедалі більшого значення основний нафтогазоносний район.

Мінеральні ресурси (основа сучасного розвитку Західного Сибіру. Ще на початку 1930;х І.М. Губкин висловив припущення щодо перспективності пошуків нафти на Західного Сибіру, проте бурові свердловини, закладені у передвоєнні роки переважно у південних районах рівнини, не дали позитивних результатів. У повоєнні багато років розпочалося систематичне вивчення мінеральних ресурсов.

У 1953 р. було відкрито перше родовище газу (Березовський, потім Игримское, в 1960 р. (Шаимское родовище нафти, що містить кращу в Сибіру бессернистую нафту. Нині у районах Західної Сибіру відомо більш 150 родовищ нафти і газа.

Основні нафтоносні площі рівнини містяться у Середньому Приобье. Тут виділяються трьох районів: Сургутський (Усть-Балыкское, ЗахідноСургутское, Федоровське та інші родовища), Нижневартовский (Самотлор, Мегион, Радянське та інших.) і Южно-Болыкский (Мамонтовское, Правдинское і ін.). Запаси нафти тут зосереджено відкладеннях юрського і нижнемелового віку і її присвячені локальним бань (зводам). Родовища містять до 30 нафтоносних пластів. Середня глибина залягання нафти 1700−2000 м, т. е. менша, ніж загалом країною. Нафта високої якості, містить мало сірки (близько 1%) і парафіну (3−5%).

У північній частині Західного Сибіру відкрита дуже велика газоносная провінція. Найбільш великими родовищами є Ямбургское, Уренгойское, Ведмеже, Заполярное, Тазовское, Губкінське. Основні газоносные пласти присвячені відкладенням верхнемелового віку. Відкрито газові родовища й у південно-західній частині Томській області (Мыльджинское і Северо-Васюганское). Прогнозні запаси газу Західного Сибіру оцінюються в 40−50 трлн. м3.

Серед інших з корисними копалинами Західного Сибіру відомі родовища залізних руд. У межах Росії знаходяться Колпашевское і Бокчарское родовища, які працюють у південно-східної частини рівнини. Вони приурочені до прибрежно-морским відкладенням крейди і палеогену і характеризуються порівняно невисоким змістом заліза в руді (36−45%).

У крайніх частинах рівнини є буроугольные басейни: СевероСосьвинский, Чулымо-Енисейский, Обь-Иртышский. Великі торф’яні ресурси рівнини. У численних солоних озерах південніше 55° с.ш. містяться запаси солей, зокрема мирабилита. Величезні запаси сировини для будівельних матеріалів (пісок, глина, мергели).

Лісові ресурси рівнини складають велику цінність у розвиток лісової промисловості. Загальна лесопокрытая площа перевищує тут 80 млн. га, запас деревини (близько 20 млрд. м3, а річний приріст (понад 110 млн. м3. Близько 70% запасів деревини посідає найцінніші хвойні породи. Проте понад двадцять% площі промислових лісів заболочено. Це знижує кількість і якість древесины.

Основні рубки ведуться вздовж долин Обі і Іртиша і деяких їхніх судноплавних і сплавних приток. У той самий час багато лісу, які перебувають між Уралом і Об’ю, освоєно ще дуже слабко. У середній і північної тайзі є резерви збільшення обсягу заготовок в 3(5 раз.

Результати вивчення лісових масивів Західного Сибіру свідчить про тому, що значення лісів, середні запаси деревини на 1 га, підвищення якості, щорічний приріст відчутно змінюються не більше території. Це визначає основний напрям ведення лісового господарства й дозволяє виділити біля рівнини чотири зональні лісогосподарські системи: 1) північного захисного ведення господарства (лісотундра); 2) лісопромислового (тайга); 3) защитно-эксплуатационного (мелколиственные лісу) і 4) агролесомелиоративного (лесостепь).

Крім деревини у лісах Західного Сибіру зосереджені значні ресурси дикорослих плодово-ягідних рослин: брусниці, журавлини, лохини, морошки, червоною та чорної смородини, суниці і полуниці, черемшини і шипшини. У кедрових лісах в врожайні роки збирають до 2 т горіхів із першого га. Перед ж кедрових лісів у закутку південної тайзі доводиться 21% площі насаджень, а середньої (близько 9%. Всі ці ресурси знаходять використання у харчової в промисловості й медицині, але обсяг їх заготовок малий, і відповідає ні ресурсів, ні до їх значению.

Земельні ресурси. Особливо великою цінністю представляють чорноземи і лучно-чорноземні грунту лісостеповій і плюндрує степовий зон. Вони з’явилися серед першочергових під час освоєння цілинних і перелогових земель. За 50−70-ті роки тут освоєно понад п’ятнадцять млн. га нових земель, набагато зросла виробництво зернових і технічних культур. Однак у структурі грунтового покрову південної частини рівнини значне останнє місце посідають солонці і солонцюваті грунту, які прагнуть гипсования.

Землі, які працюють у подзонах мелколиственных лісів та південної тайги, освоєно ще досить. Південна половина лісової зони не знає посух, що дає можливість отримувати стійкі врожаї жита, ячменю, картоплі і овочів. Тут то, можливо освоєно понад 50 відсотків млн. га, але потрібні великі затрати праці та коштів у осушення земель, їх розчищення від чагарників, раскорчевку й створення культурного орного горизонту, навіщо можна вживати наявні у закутку південної тайзі запаси збагачених вапном торфов.

Кормові ресурси представлені заливными луками заплав Обі, Іртиша, Єнісей та його приток з середньої врожайністю 20−25 ц/га і пасовищами лісостеповій, степової та лесоболотной зон, де можна випасати сотні тисяч голів худоби. Ягельні пасовища тундри і лісотундри є базою для розвитку оленеводства. Їх доцільно залучити до зимовий період, коли зелені корми (їхні листя чагарників) відсутні, а лишайники негаразд сильно розбиваються ударами копыт.

Західна Сибір (одна з основних постачальників хутра. Найбільшу цінність представляють шкурки соболі і песця, але з числу заготавливаемых шкурок вони поступаються водяний пацюку, білці, ондатре, бурундуку, зайцу-беляку і горностаю.

Великі й досить різноманітні рибні ресурси рівнини. Важливе промислове значення мають 18 видів риб, які у водоймах Західного Сибіру: осетер, стерлядь, нельма, сиг, сирок, ряпушка, чир та інших. Обь-Иртышский басейн дає риби в 8−10 разів більше, ніж басейни Єнісей і Олени. Багатство рибних ресурсів Обь-Иртышского басейну визначається безліччю і високим якістю кормової бази. За кількістю органічних речовин Обь не поступається дельті Волги. Тут щорічно видобувається 33−35% всього улову в прісноводних басейнах країни, І все-таки великі запаси риби в тундрових і тайгових озерах майже используются.

Винятково значної ролі в господарську діяльність населення Західного Сибіру грають її води. Ріки рівнини судоходны протягом 25 тис. км. Проте, будучи дешевими транспортними шляхами, допоки вони йдуть на цього лише на третину. Ще 25 тис. км річок придатні для сплаву. Гідроенергетичні ресурси міг би забезпечити отримання 200 млрд кВт· год електроенергії у рік. Проте малі ухили річок викликали затоплення величезних територій під час створення ГЕС в нижньому і середній течії Обі і Іртиша. Це недоцільно з економічної і екологічної точок зору. Більше перспективне створення ГЕС у верхніх течіях річок, поточних на Западно-Сибирскую рівнину. Освоєння гідроенергетичних ресурсів Обі почалося спорудою Новосибірській ГЕС потужністю 400 тис. кВт, введеній у лад у 1959 р. Проектується створення ГЕС на Єнісеї і Томі. Можливо використання річкових вод, на зрошення степових і лісостепових земель равнины.

Антропогенні зміни природы.

Західна Сибір довгий час залишалася малонаселеної і найгірш освоєної, її природа не зазнала настільки великих змін під впливом господарську діяльність, як природа Східно-Європейської равнины.

На початок XVII в. у Західному Сибіру мешкало лише кілька десятків тисяч жителів. Вони полювали і рибальством, тому антропогенний вплив торкнулася лише тваринного світу, та у з малої інтенсивністю не призвело до суттєвим змінам навіть того компонента. З XII століття, після захоплення південній частині рівнини татаро-монгольськими племенами, до мисливському промислу тут додалося кочове животноводство.

Після розгрому татарських ханств Єрмаком почалося заселення території рівнини російськими. На початку XVIII століття населення Західного Сибіру становила близько 0,5 млн. людина. Три чверть населення зосереджувалася у закутку південної, лісостеповій і плюндрує степовий смузі, де склалася і полягала основна частина міст. Ще посилилося освоєння цих районів переселенцями на другий половині ХІХ століття. Лісостеп і степ Західного Сибіру перетворилися на одне із найкрупніших районів товарного землеробства, скотарства і маслоробства. Це вже призвело до у себе помітні зміни у природе.

Ступінь розораності лісостеповій і плюндрує степовий зон істотно зросла 50-ті роки нашого століття, у в зв’язку зі освоєнням цілинних і перелогових земель. Ліквідація дробности угідь призвела до суцільний распашке різних за механічному складу грунтів, внаслідок посилилася вітрова ерозія (дефляція). Розораність солонцов зажадала їх гіпсування. Окремі земельні масиви орошаются.

Отже, на сьогодні степова і лісостепова зони відрізняються найбільш тривалим і глибоким зміною природи під впливом господарської деятельности.

Південні райони лесоболотной зони заселялися повільнішими темпами. Крім мисливського промислу, тут розвивалося тваринництво, з середини минулого століття дедалі більше значення набували лісозаготівлі. Результатом господарську діяльність стало різке скорочення дореволюційні роки чисельності хутрових звірів у зв’язку з їх хижацьким винищуванням та широке поширення вторинних мелколиственных лісів не лише з вирубках, а й після лісових пожеж, часто спровокованих человеком.

Північні й центральні райони рівнини до революції залишалися глухий, майже обжитою околицею, районом мисливського промислу і рибальства. У довоєнні роки тваринництво і землеробство кілька пішли в північ. Більше значне поширення одержало оленярство в тундрі і лісотундрі. Збільшилися лісорозробки в приречных лесах.

Найзначнішим подією повоєнних років, повлекшим у себе нове інтенсивне освоєння Західного Сибіру, було відкриття колосальних запасів нафти і є у її північної й була центральною частинах. Важливу роль відіграє й посилення використання лісових ресурсів лесоболотной зоны.

Бурхливий розвиток нафтогазової промисловості, зростання населення, будівництво населених пунктів і транспортної мережі веде до інтенсивних змін у природі й ставить чимало закутків щодо раціонального використання природних ресурсів, їх охорони від непродуктивної порчи.

Лише десятиліття тривають ці впливу людини, але де вони надали значний вплив на поверхневі і підземні води, є «кровоносної системою» природних комплексів. Тому вкрай важливо передбачити реакцію природного довкілля на господарську діяльність, можливу зміну природи під її впливом, знайти шляхи і кошти запобігання необоротних змін природи, погіршують екологічну обстановку.

При нафтоі газовидобуванню на поверхню грунтів, водоймищ і боліт потрапляють нафтопродукти, стічні води, містять токсичні компоненти, солоні пластові води. Північні водойми через низьку температури, недостатньою аерації, малої біологічну активність мають слабкої здатність до самоочищення. Вони нас дуже швидко забруднюються. Самоочищення річок відбувається тільки з дистанції 2−2,5 тис. кілометрів від місць забруднення вниз за течією («Регіональний географічний прогноз», 1980). Широке розвиток боліт з застійним поверховим зволоженням обумовило тривалу схоронність плаваючою нафтової плівки дома викиду. Забруднюючі речовини на поверхні боліт можуть зберігатися сотні років. Забруднення поверхневих вод призводить до різкого зменшення рибних ресурсів, створює проблеми з водоснабжением.

Дослідженнями співробітників географічного факультету МДУ під керівництвом М. А. Глазовской (1982) встановлено, що мінералізовані води і знищують природну рослинність, перетворюють грунту в техногенні солончаки. Після припинення техногенних впливів розселення верхнього горизонту, навіть за інтенсивному промывном режимі за умов надлишкової вологості, відбувається раніше як за 10 лет.

При видобутку й переробці нафти і є у повітря виділяються сірководень і двоокис сірки. З атмосферними опадами вони потрапляють у грунт, збільшуючи її кислотність. Під впливом двоокису сірки рунисті лишайники втрачають хлорофіл. Це спричиняє зменшенню річного приросту, а при збільшенні забруднення повітря (і до зменшення площі лишайниковых тундр.

Під час підготовки родовищ до освоєння великих площах вирубається ліс. У разі надлишкового зволоження й ризик поширення багаторічної мерзлоти це веде до підвищення заболоченности. Через високої пожароопасности нафтоі газопромыслов будівництво промислових об'єктів, доріг, насипання майданчиків під бурові установки, прокладка нафтоі газопроводів на болотах ведуться і їх осушення. Під час будівництва цих об'єктів, особливо лінійних споруд, на болотах істотно порушується гидротермический режим. Це служить одній з причин зміни рослинного покриву, отже й типів боліт. Лінійні споруди, під якими верхній шар торф’яний поклади виявляється більш ущільненим, ніж прилеглих територіях, є своєрідними греблями, які перешкоджають руху поверхневих і фільтраційних вод. У результаті цих споруд спостерігаються зони підтоплення. Під час будівництва лінійних об'єктів на мерзлоті внаслідок порушення почвенно-растительного покриву і освіти канав, вилучень, котлованів змінюються мерзлотные умови, відбувається освіту просадок.

Отже, розвиток нафтоі газовидобутку у районах Західної Сибіру, супроводжуване зростанням населення, тягне зміну якості природних вод, скорочення рибних ресурсів, лісових площ, і хутрових звірів і локальні зміни у рельєфі. До скорочення лесопокрытых площ, і зміни складу лісів може спричинити і розвиток лісозаготівель. Всі ці зміни природи ще зайшли далеко, тому є можливість запобігти чи локалізувати найбільш несприятливі з них.

Нині у Західному Сибіру існує чотири заповідника («Мала Сосьва» (1978), Юганский (1982), Верхне-Тазовский (1987) і Гыданский (1996), біля яких зберігаються типові природні комплекси і рослинні співтовариства (сфагновые болота, соснові бори, темнохвойные лісу, потужні покрови ягельников, і навіть комплекси арктичною подзоны тундр. Охороняються рідкісні види тварин (західно-сибірський бобер) й цінні види риб (таймень, чир, муксун і др.).

КАЗАХСЬКИЙ МЕЛКОСОПОЧНИК (КАЗАХСЬКА СКЛАДЧАТАЯ СТРАНА).

Казахський мелкосопочник розташований між великими рівнинами — ЗахідноСибірській і Туранській, але в сході примикає до гірським спорудам Алтаю і Тарбагатая. Із заходу Схід територія країни простяглася на 1500 км (61−85° в. буд.), із півночі на південь у західній частині на 950 км, а східної - на 350−400 км. Площа Казахського мелкосопочника близько 700 тис. км2.

Аналізовану физико-географическую країну називають у різних схемах районування Казахської складчастої країною чи Казахським мелкосопочником. Іноді її з Тургайским плато об'єднують на єдину країну, називаючи Центральним Казахстаном. Казахський мелкосопочник — цю назву великої орографической одиниці, якої територіально правдива ця країна. Мелкосопочный рельєф у межах перестав бути панівним. Тут широко поширені денудационные рівнини на складчатом підставі (цокольні), зустрічаються низкогорные і навіть среднегорные масиви. Тому назва «Казахська складчатая країна» повніше відбиває своєрідність литогенной основи території. Внутриматериковое становище у південної половині поміркованого пояса (55−45° з. ш.) обумовлює різкоконтинентальний засушливий клімат і панування степових і напівпустельних ПТК, просторі яких здавна розвивалося пастбищное скотоводство.

У вивчення Казахського мелкосопочника в дореволюційний період великий внесок внесли експедиційні дослідження, проведені Російським Географічним суспільством. Відділом земельних поліпшень. Переселенческим управлінням і Геологічним комітетом. Відмітними рисами досліджень радянських часів були їх практична спрямованість і детальність, участь національних кадрів, республіканських наукових кадрів і виробничих організацій. Геологічне вивчення території призвело до відкриттю численних родовищ різноманітних з корисними копалинами. У зв’язку з освоєнням цілинних і перелогових земель проводилося детальне картування грунтів. Досліджувалися агрокліматичні, пастбищные і водні ресурси территории.

Геологічне будову та рельеф.

Для Казахської складчастої країни характерна загальна піднесеність території з діапазоном висот від 200 до 1500 м. Переважна частина поверхні лежить висотах 400−1000 м. Другий особливістю є монолітність, щодо слабке розвиток великих внутрішніх западин. У цьому плані свої спостерігаються значні різницю між західною та східною частинами страны.

У західній частині виділяються два низкогорных масиву — Кокчетавская піднесеність (947) і Улытау (1133), розділені великої ТенгізКургальджинской западиною із пласким рівнинним рельєфом. Сарысу-Тенгизский вододіл відокремлює його від Джезказганской западини. У цілому нині західна частина країни — це піднесена рівнина зі середніми висотами 300- 500 м.

У в східній частині Казахської складчастої країни такий диференціації на височини й западини немає. У цілому нині поверхню тут відрізняється великими висотами (500−1000 м) і більше розчленованим рельєфом. Вона має форму сводового підняття, у якого перебувають гори Кызылтас із вищою точкою Казахського мелкосопочника — р. Аксоран (1565 м). Гірські масиви оточені смугою мелкосопочника, перехідного по околиць в піднесені хвилясті рівнини. Особливості рельєфу території обумовлені історією її формування та геологічним строением.

Казахська складчатая країна є Казахський щит молодий эпипалеозойской Урало-Сибирской платформи. Геологічне будова щита відрізняється досить великий складністю. Тут збереглися залишки протерозойских структур, численні каледонские і герцинские структури. Різновікові і навіть одновозрастные складчасті структури Казахського щита орієнтовані у різних напрямах. Це створює разом із наявними тут понад древніми масивами загальне мозаїчне будова территории.

Протягом архея та раннього протерозою біля Казахського мелкосопочника сформувався складчастий фундамент з глибоко метаморфизованных порід: гнейсов, кристалічних сланців, мармурів, амфиболитов, гранитоидов. На його еродованої поверхні, починаючи з верхнього протерозою, накопичувалися осадові і осадочно-вулканогенные товщі, близькі до платформенным. Отже, наприкінці протерозою тут існувала давня платформа з двох’ярусним будовою (протоплатформа). Слагающие її породи виходять денну поверхню в Кокчетавском масиві і ядрі Улытауского антиклинория.

Протоплатформа було остаточно розбито серією різновікових розламів. У приразломных зонах відбувалася активізація тектонічних рухів: прогинання, накопичення осадових і осадочно-вулканогенных товщ, складкообразование. Так сформувалися складчасті структури верхнього ярусу. У західній частині Казахського мелкосопочника ці структури створено салаирской і раннекаледонской складчатостью. Структури в східній частині Казахського мелкосопочника створено переважно герцинской складчатостью. Під час каледонского і герцинского циклів біля країни протікала інтенсивна магматическая діяльність. З ним пов’язано безліч вулканогенных відкладень і интрузий різного складу з різким переважанням кислих, а також мета-морфизация палеозойских відкладень і багатство різноманітними рудними копалинами. Зморшкуватість супроводжувалася освітою розламів, надвигов, скидання й взбросов.

У послегерцинское час Казахський мелкосопочник входить у платформенный етап розвитку, протягом якого зберігає стійку тенденцію до підняття. Протягом усього мезозою і палеогену територія щита залишалася піднесеною суходолом і зберігала континентальний режим розвитку, в умовах якого відбувалося формування денудационного рельєфу. Вологе теплий клімат сприяв значної інтенсивності процесів денудации. Територія країни перетворилася на пенеплен з залишковими височинами. Формувалася потужна кора вивітрювання. У понижениях рельєфу накопичувалися континентальні річкові і озерно-болотные, місцями угленосные відкладення. У палеогене під час максимальної морської трансгресії околиці щита і відкриті до крайовим частинам западини (Тенгізська і Джезказганская) короткочасно заливались морськими водами.

У неоген-четвертичное час сталося загальне підняття території, але його амплітуда на різних роботах була неоднаковою. Абразионные рівнини палеогенового моря по околиць щита місцями піднялися на 400 м, а центральна частина зводу — понад 1000 м. Давня мезозойскопалеогеновая поверхню вирівнювання піддалася значним деформациям.

Результатом неотектонических рухів стало виникнення острівних гір. У західній частині щита руху носили успадкований характер, тому в рельєфі досить чітко виражені древні тектонічні структури. У западинах, які у піднятті, поверхню вирівнювання була перекрита континентальними неоген-четвертичными відкладеннями. У в східній частині Казахської складчастої країни, що безпосередньо примикає до областям активного гороутворення, поруч із успадкованими структурами (Чингизтау) поширені й накладені (Каркаралинское, Баянаульское підняття, БалхашАлакольская западина і др.).

Отже, основні риси сучасного рельєфу Казахської складчастої країни було створено результаті тривалої пенепленизации і новітніх тектонічних рухів, що обумовили виникнення великих нерівностей рельєфу й виробництвом призвели до підвищення його розчленованості. Основними типами морфоструктур є цокольні денудационные рівнини, мелкосопочник і денудационно-тектонические низкогорья і холмогорья, що утворюють кілька основних геоморфологічних уровней.

Загальна зміна конфігурації суші Євразії в неоген-четвертичное час призвела до того, що така територія Казахського мелкосопочника виявилася у внутрішньої частини великого континенту з великої віддаленні океанів. Це зумовило наростання сухості клімату процес формування аридной морфоскульптуры, найважливішу роль, у якої грала вітрова ерозія (дефляція). Чергування сухих епох з вологими зумовило періодичне посилення эрозионного розчленовування поверхні і є тривалу схоронність ерозійних форм рельєфу в посушливих умовах ксеротермальных періодів. Тому на згадуваній всьому просторі Казахського мелкосопочника панує аридноденудационный рельеф.

Цокольні денудационные рівнини розташовані на півметровій висотах від 400 до 600 м. Вони займають околиці Казахської складчастої країни й ширше поширені в західної її частки. Це найбільш древній рівень, представлений мезозойскопалеогеновым пенепленом, сформованим на складчатом палеозойском підставі. Коливання відносних висот змінюються від 10 до 60 м. Іноді серед цокольних рівнин височать ізольовані сопки, пагорби і гряди заввишки до 50−100 м.

Нижче цього рівня на висотах 300−400 м розташовані денудационноакумулятивні рівнини Тенгиз-Кургальджинской і Джезказганской западин. Товщі кайнозойских відкладень формують у межах пласку чи хвилясту поверхню. Річковими долинами поверхню в Тенгизької западині розчленована на цілий ряд платообразных массивов.

Мелкосопочник займає великі території у частині Казахської складчастої країни. Зустрічається він у деяких ділянках Кокчетавской височини, по периферії гір Улытау і Сарысу-Тенгизском межиріччі. Це специфічний рельєф. Мелкосопочник здавна вважався найхарактерніших і специфічним рельєфом Казахського щита.

Мелкосопочник це одне з початкових стадій эрозионно-денудационного розчленовування древнього пенеплена, піднятого новітніми движениями.

Мелкосопочник є піднесену рівнину, де безладно чи правильними рядами розташовані численні сопки, пагорби і увалы відносною заввишки від кількох основних до приблизно 40−50 м. Морфологічні риси мелкосопочного рельєфу тісно пов’язані з структурними і литологическими условиями.

Для масивів, сложенных эффузивными породами (порфиритами, туфами, диабазами), характерні горбкуваті і увалисто-холмистые форми зі скелястими виходами у верхах і схилах. Кварцити визначають різкі скелясті форми сопок. У сфері розвитку дислокованих порід палеозою (пісковиків, сланців, вапняків) переважає холмисто-грядовый мелкосопочник. Ланцюги сопок і зниження з-поміж них орієнтовані вздовж простирания складок. У районах гранітних интрузий сопки ускладнені округлими брилами і выступами.

Характерними формами рельєфу Казахського мелкосопочника є давні й сучасні річкові долини. Особливо вражають своїми значними розмірами і значним поширенням древні долини, лише частково використовувані сучасної річковий мережею. Днища сучасних річкових долин, представлені заплавою і двома надпойменными терасами, утворюють самий низький гипсометрический рівень, але тільки по околиць мелкосопочника він опускається небагатьом нижче 200 м.

Клімат і воды.

Клімат Казахського мелкосопочника різкоконтинентальний, недостатньо вологий і сухий, з помірковано суворої малосніжною взимку, теплим і спекотним влітку. При протяжності території із півночі на південь, сягаючої 10°, кліматичні умови його північних і південних районів істотно відрізняється. Ці розбіжності посилюються тим, що за центральну частина Казахського мелкосопочника, приблизно на 50° з. ш., проходить вісь підвищеного тиску, що найбільш чітко виражена в зимовий период.

Сумарна радіація не більше Казахського мелкосопочника змінюється від 110 до 140 ккал/см2 на рік. У зв’язку з внутриматериковым становищем і зумовленої цим малої облачностью число годин сонячного сяйва тут велике (2000;3000) і більшість сонячної енергії вступає у вигляді прямий радіації. Але з цим самим пов’язано й велике ефективне випромінювання, тому радіаційний баланс становить 37−43 ккал/см2 на рік, а амплітуди добових температур дуже великі, особливо летом.

Протягом усього року тут відбулася панують континентальні повітряні маси поміркованих широт. Крім лідерів, надходить арктичний і континентальний тропічний повітря, соціальній та рідкісних циклонах, які приходять із Заходу, трансформований атлантичний повітря. Мале влагосодержание повітряних мас і переважання антициклональной погоди зумовлюють невеличке річне кількість опадів, змінюється від 400−450 мм в північних і гірничих районах до 200−250 мм в Прибалхашье.

Взимку територія перебуває під впливом відрога високого тиску, отходящего від Азіатського максимуму. На північ і південніше нього знижується, у північній частині країни переважають південно-західні і південні вітри, а південної - північно-східні і північні. Антициклональные умови сприяють выхолаживанию території. Середні температури січня змінюються від -18 північ від до -14 °З Півдні, що у 8−10° нижче среднеширотных. У окремі дні температура знижується до -42−45°С, але в сході до -49°С. При адвекции тепла з півдня й південного заходу при проходженні циклонів температура підвищується до +5−7 °С.

Взимку випадає близько 20−30% річний суми опадів, тому потужність снігового покрову становить середньому 20−25 див північ від і майже 15 див на півдні. На розподіл снігового покрову великий вплив надають сильні вітри відлиги. Сильні вітри супроводжуються хуртовинами, за зиму буває 40- 60 днів із хуртовинами. Зимові відлиги не призводять до стаиванию снігу, але істотно ущільнюють його. На її поверхні утворюються крижані палітурки, які покриваються свежевыпавшим снігом. Невелика потужність снігового покрову, його нерівномірне залягання, низькі температури повітря сприяють сезонному промерзанню грунтів загалом до глибини 90−140 див північ від і 50−60 див на юге.

Весна дуже коротка. При збільшенні інсоляції швидко стаивает, частково випаровуючи, сніг, прогрівається повітря. Можливі повернення холодів, іноді що супроводжуються снігопадами при вторгненні арктичного повітря. При малої потужності і швидкому сході снігового покрову грунту що неспроможні істотно увлажниться.

Влітку відбувається сильне прогрівання поверхні. Переважає малохмарна чи ясна погода без опадів. Середні температури липня змінюються від +19−20° до +20−26 °З. У гірських масивах спостерігається зниження температури з висотою. На півдні липневі температури на 5−6° вище среднеширотных. Абсолютний максимум температур сягає +40−42 °З. Літні опади пов’язані переважно проходження циклонів по фронтальній зоні, що розділює континентальний повітря поміркованих широт і місцева середньоазіатський (туранский) тропічний повітря. Максимум опадів випадає в північній частині у червні, а південної - у травні. Літні дощі мають характер злив, тому слабко воложать почву.

У час велика повторюваність посушливих погод, що у середньому багаторічному становить від 25−30% північ від до 75−80% Півдні. Частіше всього посухи пов’язані з вторгненням арктичного повітря. Влітку переважають північні вітри. Вони сухі і збільшують випаровування. При сильних вітрах виникають пилові бурі й імла, обумовлена значним змістом пилу в воздухе.

При великий випаровуваності, сягаючої у північній частині частини країни 500 мм, але в півдні 1000 мм, випаровування на території дорівнювала кількості опадів, тому скрізь спостерігається недолік вологи у грунтах і риси аридности у вигляді природы.

У зв’язку з дефіцитом вологи, особливо різко вираженим у районах, поверховий стік малий, річкова мережу дуже розріджена. Ріки маловодны. Більшість території належить до внутрішньої бессточной області. Лише Ішим та її притоки скидають свої води в басейн Обі. Інші річки північної покатости Казахського мелкосопочника течуть у бік Іртиша, але з доносять перед ним свої води та закінчуються у невеликих безстічних озерах на півдні Західного Сибіру або втрачаються у своїх наносах. Багато річки утворюють самостійні басейни замкнутого стоку. Найбільшою з цих річок є Нура, який походить в Каркаралинских горах і впадає в оз. Кургальджино. Беруть початок в Казахському мелкосопочнике річки Сарысу і Тургай губляться в пісках. Ріки, поточні до озерам Балхаш і Зайсан, частіше всього не доносять перед тим свої води. По водного режиму річки мелкосопочника ставляться до казахстанському типу.

Харчування річок переважно снігове, тому стік виключно нерівномірний. Ріки полноводны лише навесні. У інші сезони вже майже не дають стоку, оскільки літні опади майже зовсім випаровуються, а грунтових вод зазвичай залягають глибоко. Більшість річок влітку пересихає, розпадаючись деякі плеса, з'єднані лише підземним стоком в аллювии або зовсім ізольовані і осолоняющиеся. Всім річок Казахського мелкосопочника характерний льодостав, а дрібні річки промерзають до дна.

На країни є велика кількість озер, мають деякі загальні особливості: бессточность, мелководность, різку зміну рівнів і обсягу вод протягом року. Багато озера, мають навесні прісну воду, протягом літа на результаті випаровування води стають солоними чи повністю висихають, перетворюючись на мокрі солончаки. Серед мілководних озер найбільшими є горько-соленое оз. Тенгіз і опресненное у північній частини р. Нурой оз. Кургальджино. Більшість озер зосереджена північній частині мелкосопочника. У тому числі переважають невеликі озера, заповнюють улоговини дефляционного і суффозионного походження. Виділяється своєю красою група прісних Кокчетавских озер (Борове, Щуче, Б. і М. Чебачье), мають тектонічна походження. Найбільшим озером Казахського мелкосопочника є Зайсан, що займає тектоническую улоговину. Це озеро проточное, до нього впадає р. Чорний Іртиш, а випливає потім із нього р. Іртиш. Після створення водосховища Бухтарминской ГЕС рівень озера піднявся, зросла його глибина та Європейська площа водної глади.

Дослідження останніх десятиліть показали, що у надрах Казахського мелкосопочника зосереджені великі запаси підземних вод. Особливо рясні трещинно-карстовые і трещинные прісні і солонуваті води в палеозойских вапняках й у гранитоидах. Менші запаси містять пластові води, часто солонуваті і солоні, приурочені кайнозойским відкладенням западин (Тенгиз-Кургальджинской, Карагандинської, Джезказганской). Більше рясні грунтові, переважно прісні води алювіальних відкладень великих річкових долин. Глибина залягання грунтових вод змінюється від 1 до 20 м.

Ґрунти, рослинність і тваринний мир

Ґрунти, рослинність і тваринний світ своєму поширенні тісно пов’язані одне з одним і відбивають широтне зміна гидротермических умов, передусім закономірне збільшення аридности на півдні. Наявність низкогорных масивів у країни обумовлює прояв висотної диференціації в зволоженні території, а тому й в розміщення грунтів і рослинності. Цим зумовлено наявність лісостепових комплексів в гірських масивах також проникнення степів на південь до 49° з. ш. у найбільш піднесеною центральній частині мелкосопочника.

Ґрунти Казахського мелкосопочника відрізняються деякими специфічними рисами, обумовленими властивостями литогенной основи розвитку та різко континентальним посушливим кліматом, наслідком є слабке вилуговування. Їх характерні карбонатность, солонцеватость, щодо мала потужність гумусового обріїв та языковатость грунтового профілю, що з освітою тріщин при зимовому промерзании і осыпанием частинок з верхнього гумусированного горизонту. Почвообразующими породами часто є элювий і яр корінних порід, тому грунту нерідко щебнисты і хрящеваты. Щебнистость грунтів, легко фільтруючих вологу, збільшує сухість грунтів. Для районів поширення мелкосопочника характерні малорозвинені кам’янисті і щебнистые грунту з укороченим і неповним профілем. Грунтовий покрив тут переривається скельними выходами.

Серед зональних грунтів Казахського мелкосопочника переважають каштанові грунту, представлені трьома підтипами: темно-каштановими, типовими каштановими і світло-каштановими. У північних районах (на правобережжі Ішиму) поширені чорноземи південні й звичайні, але в півдні - бурі пустынно-степные і серо-бурые грунту. До гірським масивам приурочені гірські чорноземи й гірські каштанові грунту. Крім зональних грунтів тут розвинені солонці, солончаки, лучно-чорноземні, лугово-каштановые, луговоалювіальні і др.

Для Казахського мелкосопочника характерна комплексність почвеннорослинного покриву. На більшу частину країни панує степова рослинність. До степах і полупустыням приурочені різні її зональні типи. У степовій зоні поширені разнотравно-дерновиннозлакові, в напівпустелях — злаково-полынные співтовариства. Пустельний тип рослинності займає невелику територію України у Прибалхашье і бере участь у рослинному покрові напівпустель. Поруч із зональними типами широко поширена рослинність солонцов і солончаків, і навіть лугова рослинність річкових заплав і озерних улоговин. На гранітних сопках і народу гірських масивах Кокчетавских, Каркаралинских та інших гір зустрічаються реліктові соснові бори і березняки.

Тваринний світ Казахського мелкосопочника складається з фауни степів, пустель і лісів. Особливо характерно безліч гризунів: великий, жовтий і. малий ховрахи, великий тушканчик, слепушонка. різні полівки, степові пеструшки. З хижаків зустрічаються вовк, лисиця, борсук, ласка, горностай, степовій тхір і корсак. Збереглася тут і Сайга. З птиць типові дрохва, стрепет, журавль-красавка і особливо численні жайворонки, серед яких зустрічається ендемічний чорний жайворонок. З лісових видів біля Казахського мелкосопочника зустрічаються заєць-біляк, червона полівка, гаичка чорноголова, дятел-желна, чиж та інших. У низкогорных масивах зустрічаються типові гірські види: монгольська пищуха, строкатий кам’яний дрізд, монгольський вьюрок, гірська чечітка та інших. З плазунів там живуть удавчик, ящерица-круглоголовка, змея-щитомордник, швидка ящурка, черепаха. На зарастающих озерах гніздиться безліч водоплавних птахів. Озера і річки — місця відпочинку величезної кількості перелітних птиц.

Природні зоны.

З внутриматериковым становищем Казахського мелкосопочника пов’язано швидке наростання температур і дефіциту вологи під час руху із півночі на південь і обумовлене цим чітке прояв зональности в диференціації природних умов, попри щодо невеличке меридиональное простягання території. Північна частина Казахського мелкосопочника зайнята степовій зоною, південь належить до полупустыням, а північному Прибалхашье вузької смугою протягуються північні пустыни.

Степова зона простирається до південної околиці Тенгиз-Кургаль-джинской депресії і верхів'їв р. Сарысу. Далі її кордон огинає з півдня гірські масиви центральній частині мелкосопочника і хр. Чингизтау, на Захід Семипалатинска виходить Иртышу.

Середні температури січня складають у межах зони -16−18 °З, липня +19−23 °З. Тривалість періоду активної вегетації зростає на просторі зони від 130 до 170 днів, а сума температур цей період від 2200 до 3000°. Річна сума опадів змінюється від 450 до 350 мм, а коефіцієнт зволоження — від 0,8−0,75 біля північної околиці зони до 0,4 — на юге.

У степовій зоні спостерігається найвищий для Казахського мелкосопочника шар стоку із поверхні, який досягає 15 мм. Тут перебувають найбільші річки й переважна більшість озер. Ґрунтові води в північних районах і низкогорьях частіше прісні, в межсопочных понижениях зазвичай солоноватые.

На правобережжі Іртиша поширені разнотравно-ковыльные степу на чорноземах звичайних і південних, частіше суглинистых. У тому числі по межсопочным западинам зустрічаються березові і осиново-березовые колки на солодях і сірих лісових осолоделых грунтах. На території переважають типчаково-ковыльные степу з збідненим ксерофитным різнотрав'ям (грудниця, ромашник, полынок та інших.) на темно-каштанових і каштанових грунтах. На щебнистых і супіщаних схилах сопок зустрічаються ділянки чагарникових степів зі спиреей і караганой (чилигой) на черноземовидных грунтах. У південної частини зони степові чагарники приурочені частіше до балок і западинам. У межсопочных понижениях і западинах поширені солонцово-степные комплекси, солончаковые луки й полынно-солянковые на солончаках. Усе, це поєднані із озерами і долинными луками створює строкатість природних комплексів степовій зоны.

У гірських масивах, розміщених біля зони, проявляється висотна поясность. Грунтовий покрив розвивається тільки выположенных ділянках і представлений малопотужними гірськими каштановими ґрунтами, сменяющимися більш високих ділянках гірськими чорноземами. Цими грунтах поширені разнотравно-злаковые степу з величезним переважанням ковили червоного. У Кокчетавских горах, розміщених у північній частині зони, гірські чорноземи від підніж, а складі степів більш рясно і різноманітно різнотрав'я. По скелях і виходам кристалічних порід зустрічаються соснові лісу зі стланиковой арчой і з степовим трав’яним покровом. Особливо широко вони поширені в Кокчетавских горах.

Степова зона Казахстану — основний район освоєння цілинних і перелогових земель, де у час розорано майже всі пахотнопригодные землі, у яких може розвиватися неполивное землеробство. Розораність рівнин з чорноземними і темно-каштановими суглинистыми і глинистыми ґрунтами місцями сягає 70−80%. Землі, непридатні чи малопридатні землеробства, зберігають свою значення цінні пастбищные і сінокісні угіддя. Степова зона Казахського мелкосопочника продовжує залишатися одним з основних тваринницьких районів страны.

Зона напівпустель займає майже половину території Казахського мелкосопочника. Вона відрізняється від степовій зони значнішими тепловими ресурсами й більшої сухістю клімату. Клімат тут сухий, з спекотного літа і помірковано морозної малосніжною взимку. Середні температури січня досягають -14−16 °З, а липня +22−25 °З. Тривалість періоду активної вегетації - майже (160−170 днів), а сума активних температур цей час становить 2900−3300°. Річна сума опадів на зоні напівпустель 350−200 мм, коефіцієнт зволоження 0,38−0,20. Влітку кількість опадів на 10−20 разів менша випаровуваності, тому поверховий стік надзвичайно мал.

Шар стоку вбирається у 5 мм. Нерівномірність внутригодового розподілу стоку, літнє пересихання і засолення річок виражені ще різкіше, ніж у степах. Попри те що, що у зоні поширене значна частина дефляційних западин і улоговин, озер мало. Вона має зазвичай сильноминерализованную воду. Трохи менше половини озер влітку пересихає. У зв’язку з великими швидкостями вітру значної частини мелкозема видувається із поверхні, тому грунту найчастіше каменисто-щебнистые.

Дефіцит вологи у грунті зумовив розвиток розрідженого рослинного покриву. Порівняно з степовій зоною він відрізняється обедненностью видового складу і меншою заввишки травостою. Переважають засухоустойчивые многолетники, передусім типчак і полину. На засолених грунтах ростуть солянки. Зустрічаються характерні для пустель эфемеры і эфемероиды. Основний фон почвенно-растительного покриву утворюють полынно-типчаковые співтовариства на светло-каштановых грунтах, а південній частині зони типчаково-полынные зі значним участю прутняка і ромашника на бурих пустынно-степных грунтах. У комплексі із нею поширені солянковые і полинові співтовариства на солончаках і солонцах, коркових і солончакових. У долинах рік і приозерних улоговинах звичні луки з чием, бескильницей, ажреком на лугових солончакових почвах.

Напівпустелею використовують як цілорічних пасовищ для овець і коней. Зимовий випас худоби можливим завдяки малої потужності снігової покриву, причому сюди час з'їдаються навіть солянки, неїстівні влітку через високого змісту солей. Влітку їх використання у ряді районів обмежує недостатня водозабезпеченість пасовищ. Дефіцит атмосферного зволоження стримує розвиток землеробства, яке можливо на глинистих і суглинистых грунтах, але доцільне лише при штучному зрошенні. При відсутності великих джерел зрошення вона має осередкового характеру. Утруднює землеробське освоєння і кількість засолених грунтів, вкраплених в зональні грунту полупустынь.

Природні ресурси, і антропогенні зміни природы.

Казахський мелкосопочник славиться своїми мінеральними ресурсами. У середині минулого століття було відкрито вугілля Карагандинського басейну і мідні руди. Але переважна більшість родовищ з корисними копалинами стала відома лише радянські часи. Давно експлуатуються вугілля Карагандинського і Экибастузского басейнів, розпочато освоєння Майкубенского вугільного басейну. З корами вивітрювання пов’язані Аркалыкское і Майбалыкское родовище бокситів. Та особливо віра різноманітні рудні копалини. Тут перебувають Джезказганское, Коунрадское і Саякское родовища мідних руд. Атасуйское і Карсакпайское родовища залізних руд. Марганцеві руди відомі у Джезды і Атасу. У центральній частині Казахського мелкосопочника виявлено поліметалічні руди, вольфрам, молібден, золото, срібло, свинец.

Здавна відомі кормові ресурси Казахського мелкосопочника. Тут успішно розвивається пастбищное, а північній частині - пастбищно-стойловое тваринництво. Найвищої врожайністю відрізняються заплавні пырейные і вогнищеві луки (15−30 ц/га сіна), що використовуються як сінокісні угіддя. У вологі роки степові ділянки з малої часткою солонцов і солончаків дають врожай 8−10 ц/га і може використовуватися як сіножатей, але основні площі сіножатей присвячені річковим долин. Середня врожайність комплексних степів змінюється від 5−6 ц/га північ від до 3−4 ц/га у закутку південної частини й напівпустелях. Їх використовують як пастбищ.

Казахський мелкосопочник багатий теплому і світлом. Це забезпечує вирощування кращої у світі ярої пшениці. Проте недолік вологи обмежує розвиток неполивного землеробства північної подзоны степів. Певні обмеження вносить і комплексність грунтового покрову. Після освоєння цілинних і перелогових земель північні райони Казахського мелкосопочника стали однією з найбільших зернових районів. Вирощуванню озимих культур тут перешкоджає мала потужність снігового покрову, не який уберігає посіви від вимерзання. Засухи, повторюваність яких швидко наростає на півдні, і ранні осінні заморозки несприятливі у розвиток земледелия.

Недолік водних ресурсів обмежує можливості використання коштів і інших природних ресурсів. Навіть до повного використання кормових ресурсів бракує водопоїв для худоби. Для обводнения пасовищ може бути використані підземні води, експлуатація яких не отримала широкого поширення. У роки освоєння цілинних і перелогових в дрібних річкових долинах і балках було створено чимало невеликих водойм для господарського водопостачання нових містечок і ферм. На найбільших річках побудовано водосховища задля забезпечення водою промислових вузлів і сільського господарства: на Нуре біля Теміртау, на Ишиме вище Целинограда, на припливі Сарысу біля Джезказгана і др.

Однією з найбільших гідротехнічних споруд є канал Іртиш — Караганді загальної довжиною 458 км, проходить по південній частині Західного Сибіру і Казахським мелкосопочнику. Будівництво каналу завершили в 1971 р. Води каналу використовуються як для постачання Карагандинського промислового вузла, але й регулярного і лиманного орошения.

Під упливом каналу сталися дуже глибокі, проте суворо локалізовані зміни природи. У зоні завширшки кілька сотень метрів сталося заболочування і засолення в понижениях рельєфу. Непряме вплив каналу пов’язано із розвитком зрошуваного хліборобства й посиленням пастбищного використання території, що викликало пастбищную дигрессию. Воно охопило територію України у кілька кілометрів з обох боків від трассы.

В усіх випадках, коли змінюється водозабезпеченість території у результаті створення водоймищ, зрошення, сповіді підземних вод з пробуренной свердловини тощо. буд., відбувається швидкоплинність зміни рослинності і повільніше, але неухильне зміна грунтів. Ці перетворення локально обмежені і охоплюють значних территорий.

Ще глибокі зміни, що призводять як спричиняє порушення водного режиму і почвенно-растительного покриву, але вони часто й перетворення рельєфу, пов’язані із розробкою з корисними копалинами, особливо відкритим способом. Вони також ще мають локальний характер, та у з розширенням мережі гірничодобувних підприємств та розширенням видобутку з корисними копалинами площі їх неухильно зростають. Тому необхідно проведення спеціальних робіт з поверненню даних територій в господарське використання. Проте рекультивація порушених гірничодобувними підприємствами в умовах недостатнього і убогого природного зволоження вкрай затруднена.

У північній частині Казахського мелкосопочника антропогенні зміни почвенно-растительного покриву сталися великих площах внаслідок оранки земель. Тут як природна рослинність замінена культурної, а й різко посилилася у зв’язку з оранкою, зокрема і грунтів легкого механічного складу, вітрова ерозія. Під час курних бур величезних мас родючого мелкозема переносяться великі відстані. У цілях боротьби з вітрової ерозією впроваджується безотвальная зяблевая оранка і грунтозахисні сівозміни із чергуванням смуг зернових і багаторічних трав. Смуги трав стають буферної перепоною по дорозі ветропылевого потоку, уповільнюють його й зменшують руйнівну силу.

Територія Казахського мелкосопочника не одне століття використовувалася в ролі пасовищ, тому майже скрізь рослинний покрив зазнав певні зміни результаті випасу. Освоєння цілинних і перелогових земель скоротило площа природних кормових угідь у північній частини степовій зони приблизно 3 разу, а південної - однією чверть. Одночасно у роки облогового будівництва значно зросла поголів'я худоби. Це викликало загострення пасовищних навантажень в степах, посиленню пасовищної дигрессии рослинності і пасовищної ерозії грунтів. Такі самі зміни характерні і найінтенсивніше використовуваних пасовищ напівпустельною і пустельній зон.

Характерною рисою пасовищної дигрессии є тенденція до їх зниження маси травостою, поступового изреживанию рослинного покриву, випаданню зі складу травостою найцінніших кормових культур і спрощення структури асоціацій. Панування переходить до не поедаемым й погано поедаемым худобою видам рослин. Кінцевою стадією пасовищної дигрессии є повне випадання степових видів тварин і заміна їх пастбищными однолетними бур’янами, добре переносящими вытаптывание. Особливо швидко процес дигрессии протікає на пасовищах з ґрунтами легкого механічного складу. Тому на згадуваній пасовищах з супесчаными і піщаними ґрунтами категорично не рекомендується випасати овець та кіз, які сильніше, ніж коні Пржевальського й велика рогата худоба, впливають на рослинний покров.

З метою попередження пасовищної дигрессии необхідно регулювати випас худоби, покращувати водопостачання, що дозволило би більш рівномірно розподіляти поголів'я худоби по территории.

ТУРАНСЬКА РАВНИНА.

Туранська рівнина чи «Середньоазіатська рівнинна країна», розташована південніше Казахського мелкосопочника і Уралу. На північному заході вона межує з Російської рівниною (по північному чинку Устюрта) і Уралом (по східної околиці Мугоджар і Зауральського пенеплена), північ від із Західної Сибіром (по північному уступу Тургайского плато) і Казахським мелкосопочником (по східної околиці цього плато, і навіть по північним околиць Бетпак-Дала і Балхаш-Алакольской депресії). На південному сході і півдні країна обмежена гірськими спорудами Казахстану Середньої Азії, але в заході омивається водами Каспійського моря.

Рівнина лежить між 53 і 35° з. ш. і 51−82° в. буд., але основна її площа перебуває між 48−35° з. ш. і 51−70° в. буд. Максимальна протяжність території із півночі на південь близько 2000 км, і з заходу Схід — близько 2500 км. Площа рівнини близька до 2 млн. км2.

Північні околиці рівнини виходять далеко межі Середню Азію, тому навряд чи обгрунтовано називати цій країні Середньоазіатської. Не збігається він і з Туранській низовиною, займаної лише центральну частина рівнини. Околиці її представлені піднесеними рівнинами і плато, можуть бути самостійними орографическими одиницями. Проте вони присвячені Туранській плиті - єдиної великої тектонічної структурі. Це обумовлює певну спільність їх розвитку та сучасного рельєфу. Тому назва Туранська рівнина, з погляду, є удачным.

Туранська рівнина характеризується поруч природних особливостей, які надають їй неповторний образ. Вони обумовлені, передусім, географічним розташуванням території: внутриматериковым і досить південним, відмежуванням від морів Атлантичного, Північного Льодовитого і Тихого океанів. Найближче перебуває Індійський океан, але з його впливу рівнина загороджена високогірними спорудами. Територія рівнини розташований північної околиці тропічних областей високого тиску, на півдні (за винятком Тургайского плато) від осі Воєйкова. Усе це визначає, колись всього, специфіку клімату країни, що впливає усім компонентах природы.

Туранська рівнина — це бессточная область, величезна чаша, у центрі якою Аральське море. На рівнині акумулюється величезне кількість сносимого з гір пухкого матеріалу. У разі бессточности і негативного водного балансу відбувається рясне соленакопление в грунтах і грунтах. Тут випадає щонайменше СНД кількість опадів, і спостерігаються найвищі температуры,.

У цілому нині природа Туранській рівнини має різко виражений сухий характер. Це країна безхмарного неба, палючого сонця, панування обпалених пустель, де головним агентом рельефообразования є ветер.

Деякі дані землі, лежачих на схід Каспійського морів, можна знайти вже у античних джерелах, в працях арабських, китайських і місцевих середньоазіатських авторів (Бируни, Хорезми, Бабур). У першій чверті XVIII століття Каспійське морі та середньоазіатські території потрапляють у число районів, куди уряд Росії, кероване Петром I, спрямовує перші наукові експедиції з розширення і поглиблення даних про природі Росії та деяких, суміжних із нею країн. Проводиться опис узбереж Каспия.

Наприкінці XVIII — початку ХІХ ст. із власними торговими караванами і дипломатичними місіями з відомих караванним шляхах в Середньої Азії відправлялися фахівці гірського справи, геодезисти, військові топографи, рідше натуралісти. Їх описи природи були повними, ніж відомі раніше, нерідко супроводжувалися схематичними картами. Результатом цих подорожей стало розширення знання рельєфі, гідрографії і кліматі, а часом про органічному світі пустель Бетпак-Дала, Мойынкум, Кызылкум, долин Амудар'ї і Сырдарьи.

Найбільш значним за широтою охоплення і науковим результатам експедиціям у першій половині в XIX ст. було властиво комплексне вивчення території. З другого половини в XIX ст. великій ролі у створенні вивчення Туранській рівнини грали Академія наук і Російське Географічне общество.

Наприкінці XIX — початку XX в. великі експедиційні роботи у долині Сырдарьи й у Семиречье (південному Прибалхашье) проводило Переселенське управління, його Туркестанський філія. З 1912 р. почалося гидрологическое вивчення Сырдарьи й нижнього й середнього течії Амудар'ї з метою розширення зрошуваних площадей.

У 20-ті роки починається радянський період вивчення Туранській рівнини. Він характерна практична спрямованість і детальність проведених досліджень, організація великих комплексних і спеціалізованих експедицій. Протягом років Великої Великої Вітчизняної війни дослідження біля Туранській рівнини не припинялися. Зближення науку й практики ще більше посилилося. Ця тісний зв’язок зберігається у повоєнні годы.

Великий розмах набуває вивчення водних і ґрунтових ресурсів у зв’язки України із освоєнням районів нового зрошення, кормових і мінеральних ресурсів пустель. У 1962 р. при АН Туркменської РСР створено інститут пустель із єдиною метою вивчення та освоєння території пустель. У дослідженнях поруч із АН СРСР і академіями наук союзних республік беруть участь організації різних міністерств і ведомств.

На цей час природні умови і ресурси Туранській рівнини вивчені досить добре. Нагромадження нових матеріалів дозволяє вирішити деякі спірні наукові питання, але водночас ставить нові проблеми, які були поставлені. Такими проблемами є проблеми Аралу і Кара-Богаз-Гола, проблема опустынивания Приаралья, проблема раціонального використання водних і земельних ресурсів при зрошенні і др.

Геологічне будову та історія розвитку территории.

Туранська рівнина сформувалася на молодий плиті эпипалеозойской платформи. У фундаменті її переважають герцинские структури. У тому числі є добайкальские і байкальские масиви, а між західною частиною Казахського мелкосопочника і структурами Північного Тянь-Шаню перебувають поховані каледониды. Фундамент розбитий серією розламів чотирма блоку. Північно-східний блок в мезо-кайнозойское час залишався піднесеним. Глибина залягання фундаменту у межах становить, зазвичай, менш 1 км. Південно-Східний блок, переважно піднятий в мезозое, інтенсивно поринає у кайнозойское час, тому фундамент у межах перебуває в глибинах 8−10 км. Західні блоки протягом мезокайнозоя зберігали стійку тенденцію до опускання. У північно-західному блоці фундамент лежить переважно на глибині 6−10 км, а південно-західному глибокі прогини поділяють три досить великі позитивні структури, у яких глибина залягання фундаменту менш 1−3 км ". Відповідно до сучасними поглядами Туранскую плиту ділять на СевероТуранскую і Южно-Туранскую, яких відносять до найрізноманітніших складчастим поясам: Урало-Тянь-Шаньскому і Средиземноморскому.

Породи фундаменту виходять поверхню на дуже обмеженою території. Початок формування осадового чохла плити пов’язують із морської трансгрессией кінця середньої - початку верхньої юри. Відтоді і по кінця міоцену море неодноразово наставало завезеними на територію Туранській плити. Найбільш великими були позднемеловая і палеогеновая трансгрессии.

У плиоцене морські умови зберігаються тільки крайньому заході в тектонічних прогибах, де накопичуються мілководні відкладення. На південь у тому складі зростає роль конгломератів. Спад кайнозойских морів до заходу було з підняттям тим часом гірських споруд Середньої Азии.

У четвертичное час відбувалися кількаразові коливання рівня Каспійського морів. Бакинська, хазарська і хвалынская трансгресії захоплювали західну частина Туранській плити. Найвизначнішою була хвалынская трансгресія, під час якої рівень Каспію піднімався на 50 м вище сучасного і море поширювалося до 56° в. д.

У неоген-четвертичное час найбільшу рухливість набувають південні блоки плити, що примикають до областям альпійської складчатости. Відбувається інтенсивне опускання південно-східного блоку. У південно-західному блоці новітні руху мають різко диференційований характер. Інтенсивно опускається (до 1000 м) ділянку, примикає до Предкопетдагскому прогибу. Продовжують занурюватися прогини, що розділяють позитивні структури фундаменту. Північні блоки плити переважно піднімаються. З неотектоническими рухами пов’язано виникнення Балхаш-Алакольской накладеної западини. З цими рухами пов’язано формування різних типів морфоструктур в межах Туранській равнины.

Підняття крейдяних гір і регресія моря зумовили наростання сухості клімату і формування рельєфу в неоген-четвертичное час у континентальних, переважно аридных условиях.

У четвертичное час на Туранській рівнині відбувалася зміна плювиальных (вологих) періодів, збігаються з періодами оледенении, і ксеротермальных (спекотних і сухих), відповідних межледниковым. У періоди оледенении льодовики серед стосів спускалися досить низько і інтенсивно танули. Потужні водні потоки виносили на рівнину масу мелкозема, переважно піску. У межледниковья рівнини иссушались, і відбувалася эоловая переробка накопиченого матеріалу. Зміни сухих і більше вологих періодів характерні і голоцену. Проте впродовж всього четвертинного періоду клімат залишався різко континентальним і аридным.

Рельеф.

На території Туранській рівнини перебувають великі височини й низовини, останцовые низкогорные масиви i глибокі безводні западини. Центральну частину країни це Туранська низовину. Західні райони рівнини, що примикають до узбережжя Каспійського морів, лежать нижчий рівня Світового океану. Від Туранській низовини висоти поступово наростають до югосходу, у напрямку до окаймляющим країну горами. Найбільш великими височинами є Бадхыз і Карабиль (400−984 м), які працюють у південній частині країни, Тургайское плато (150−400 м), плато Устюрт (100−350 м). На межиріччі Амудар'ї і Сырдарьи знаходиться низка останцовых пагорбів і низкогорных масивів, відомих під назвою «Кызылкумские гірки» (Букантау, Тамдытау, Кульджуктау і др.).

Днища найбільш глибоких западин, зосереджених у західній частині рівнини, лежать на 100 м нижчий за рівень моря: Карагие (-132 м) — сама глибока у СРСР й третя у світі, Акджакая (-81 м), Карынжары (-70 м). Таким чином, амплітуда абсолютних висот межах рівнини перевищує 1000 м. Особливо великі коливання висот в північно-західній частині равнины.

У розміщення великих орографічних елементів відбиваються нерівності фундаменту Туранській плити. Найчастіше височини відповідають поднятиям фундаменту: Заунгузское плато (Центральнокаракумское підняття), Тургайское плато (Кустанайська сідловина), Мангышлакское плато (Мангышлакское підняття) тощо. буд. Зниження рельєфу присвячені негативним структурам: ниці рівнини північного Приаралья (ЮжноТургайский прогин), Юго-Восточные Каракуми (Мургабский прогин), Чуйська западина тощо. буд. Але часом трапляються й дещо звернені співвідношення: плато Устюрт, западина Кара-Богаз-Гол.

Переважати типами морфоструктур є акумулятивні рівнини і пластові рівнини і плато. Акумулятивні рівнини присвячені областям новітніх опусканий чи уповільнених підняттів. Вони займають великі простору в Приаралье: північні райони Кызылкум, Приаральские Каракуми, Б. і М. Барсуки. Акумулятивні рівнини тягнуться суцільна смуга вздовж гірських споруд від узбережжя Каспію до оз. Алаколь. З боку гір в смугу аккумулятивных рівнин впроваджуються невисокі хребти: Чу-Илийские гори, Каратау, Нуратау, відроги Копетдага, роз'єднуючи в ізольовані піщані пустелі - «куми»: Прикаспийские Каракуми, Центральні і Юго-Восточные Каракуми, Мойынкумы, піски південного Прибалхашья. Піски Приаральских Каракумів виникли внаслідок вивітрювання крейдових і палеогенових пісковиків. У решти масивах піски було винесено ріками з гір. Це — алювіальні, дельтовые і аллювиально-озерные піски. Вони досягають потужності 700−900 метрів і мають четвертинний возраст.

Платообразные пластові рівнини і плато підняті над молодшими аккумулятивными рівнинами на 100−200 м. Їх поверхню зазвичай бронирована горизонтально залегающими пластами стійких до денудации порід. Найчастіше такими породами є вапняки і залізисті пісковики. Цей тип морфоструктур переважає у загниваючій західній і північної частинах країни. До нього ставляться: Красноводское плато, Мангышлакское плато, Устюрт, Тургайское плато, західна частина Бетпак-Далы. Нерідко плато мають чітко виражені круті крайові уступи (чинки) заввишки зазвичай 50−80 м. Формування чинков пов’язані з тектонічними, денудационными чи абразионными процессами.

Проміжне становище між двома типами морфоструктур займають пластові рівнини, і плато, перекриті чохлом пухких відкладень малої потужності (10−20 м). До цього типу ставляться Заунгузское плато і Кызылкумское плато (центральна частина Кызылкум).

Останцовые височини, низкогорные масиви і гряди присвячені зоні глибинного Гиссаро-Мангышлакского розламу, вздовж якого відбуваються інтенсивні новітні підняття. До цього типу морфоструктур ставляться Кызылкумские гірки, Султан-Увайс, Мангыстау та інші низкогорные гряди на Мангышлаке.

Розвиток рельєфу Туранській рівнини протягом плиоцен-четвертичного часу протікало переважно у аридных умовах. Це виявилося в характері морфоскульптуры як аккумулятивных, і денудационных рівнин і останцовых масивів, у формуванні яких провідна роль належить ветру.

Денудационные рівнини північної й західної частин країни — це область руйнівною діяльності вітру. Вони розміщені там, де швидкості вітру максимальні (5,5−8,0 м/сек). При таких швидкостях переважає дефляція — видування. Основне кількість порушуваного вітром із поверхні мелкозема виноситься сотнями й однієї тисячі кілометрів. Ось він накопичується тільки ділянках поряд із багатою рослинністю (на полонинах, дельтах). При дефляції виникають переважно негативні форми рельефа.

Вітер, що має піщини, володіє величезною руйнівною силою. Він вибиває замкнуті зниження різноманітних розмірів (від кількох основних сантиметрів до багатьох кілометрів на поперечнику) навіть у гранітах Казахського мелкосопочника. Ще інтенсивніше той процес протікає на осадових породах Туранській рівнини, особливо у випадках, коли відбувається їх розпорошення в процесі соленакопления. Саме з цим пов’язано безліч безстічних замкнутих улоговин на Туранській рівнині, особливо її західній частині. Розрахунки, проведені для западини Карынжарык, має відносну глибину близько м, показали, що з швидкістю выдувания матеріалу всього 1 мм на рік вона могла утворитися за 300 тис. лет.

Дефляція може створювати й позитивні форми рельєфу — останцы вивітрювання вигадливої форми (турткули). Вони зустрічаються по околиць плато (у чинков), у крутих берегів річок, на низкогорных масивах і грядах.

Попри стала вельми поширеною вапняків західних плато, карстові процеси тут розвинені слабко, а які карстові, суффозионные і ерозійні форми є переважно реліктовими. Сухий клімат забезпечує їх консервацію і тривалу схоронність. Лише чинки інтенсивно расчленяются молодими эрозионными формами: вибоїнами, руслами тимчасових водотоков.

У центральних районах рівнини, де швидкості вітру нижче, переважає не винесення, а перевевание пісків. Тут формується еоловий рельєф: гряди, бугри, барханные кайдани й посадили що розділяють їх улоговини выдувания. На піщаних аккумулятивных рівнинах Середню Азію найбільшим поширенням користується грядовый і горбистий рельєф. Нерідко поверхню аккумулятивных рівнин перетинають древні сухі русла річок (Келифский Узбой, Унгуз, Узбой, і др.).

На денудационных рівнинах (Заунгузское, Кызылкумское плато), розміщених у цій галузі, формується накладена эоловая морфоскульптура.

На крайній південь і південному сході, де спостерігаються найменші швидкості вітру (менш 2,5 м/сек), відбувається акумуляція пилу, выносимой вітром з внутрішніх районів рівнини. Тут у крайових частинах рівнини та передгір'ї поширені лёссовые равнины.

Отже, для Туранській рівнини характерний аридно-денудационный і аридно-аккумулятивный рельєф з реліктовими флювиальными формами.

Климат.

Для клімату Туранській рівнини характерна різко виражена континентальність, дуже спекотне літо, досить холодна тих широт зима, велика амплітуда річних (екстремальних — 87−75°, середньомісячних — 42−30°) і добових (до 35−40°) температур, невелика кількість опадів (менш 300 мм), нерівномірно розподілених за минулими сезонами, сухість повітря, мала хмарність й безліч годин сонячного сяйва (2400−3000). Сумарна радіація змінюється від 120 ккал/см2 на рік у північній частині Тургайского плато до 160 ккал/см2 на рік крайньому півдні, а радіаційний баланс — від 40 до 60 ккал/см2 на рік. Південне становище країни відбилося у значному вступі сонячної радіації навіть у зимовий період. Інтенсивність сонячного сяйва в літній час та її тривалість роблять територію Туранській рівнини перспективної щодо технічного використання сонячної энергии.

Протягом року в рівнині переважають континентальні повітряні маси поміркованих широт, властивості яких різко змінюються відповідно до сезонів року. З півночі і північного заходу на рівнину заходить трансформований арктичний і атлантичний повітря. По прибутті з півдня тропічні повітряні маси долають перепону як високих гірських хребтів і, перевалюючи через них, набувають синергетичного характеру фенів. Це ще більше підвищує їх температуру, збільшує сухість і виключає випадання опадів. У значною мірою з цим пов’язана виняткова сухість південної Туркмении.

Взимку на території Казахського мелкосопочника і Тургайское плато проходить західний відріг Азіатського максимуму. Тиск поступово знижується на півдні, тому переважають північні і північно-східні вітри. Рівнина заповнюється холодним сухими прозорим континентальним повітрям поміркованих широт, панівним по всьому її просторі. Принаймні руху до півдню поволі прогрівається. Середні температури січня змінюються від -18 °З північ від Тургайского плато до +2 °З Півдні і по +4 °З в низов’ях р. Атрек. Напрям січневих ізотерм субширотное. На південь на кожні 100 км середня температура січня поповнюється 1,3−1,5°. Мінімальні температури січня, пов’язані з вторгненням холодного повітря з Східного Сибіру, північ від рівнини досягають -35−40°С, але в півдні -20−25°С. У північних районах температура повітря взимку може підвищуватися до 0-+8 °З, Півдні до +10−20 °З, а при фенах у районах Каракумів — до +25−30 °З. Підвищення температури пов’язані з винесенням повітря на теплих секторах південних циклонів з Малої Азії, південних районів Ірану та Афганістану. Його повторюваність Півдні рівнини сягає 45−55%. На півдні зима м’яка і помірковано м’яка, північ від — помірковано холодная.

Іранська гілка полярного фронту взимку перебуває південніше кордонів СРСР, проте, порушуючи основного шляху, циклони минають і над південними районами Середню Азію. З ними пов’язано збільшення зимових опадів Півдні Туранській рівнини. Наприкінці зими, коли стійкість Азіатського антициклона слабшає, на рівнину проникає із півночі арктичний повітря, з яким пов’язана холодна суха ясна погода, і з північного заходу через Каспійське море — атлантичний повітря, тепліший і вологий, який приносить самі хмарність і осадки.

У північній частині Туранській рівнини опади взимку випадають переважно у твердому вигляді й утворюють стійкий сніжний покрив потужністю від 20 див північ від до 10 див на широті південного узбережжя Аральського моря. На півдні опади випадають в рідкому вигляді й стійкого снігового покрову не утворюється. Кількість опадів, випадаючих в твердому вигляді, змінюється від 61 мм північ від до 1 мм на юге.

Навесні відбувається різка зміна режиму погоди. У південній частині вона настає у другій половині лютого поступово поширюється до півночі. Саме тоді відбувається швидке наростання температури повітря і грунтів. Іранська гілка полярного фронту зміщується на північ. Уздовж неї зтикається холодний континентальний повітря поміркованих широт і прогрітий тропічний повітря. Відбувається інтенсивний циклогенез, що зумовлює збільшення осадков.

Влітку південна частина Туранській рівнини потрапляє у область панування тропічного повітря, що поступово відтісняє повітря поміркованих широт до півночі. Над прогрітої поверхнею рівнини тиск знижується, тому переважають північно-західні і північні вітри. Принесений ними вже трансформований атлантичний і арктичний повітря над територією рівнини ще більше прогрівається і видаляється стану насичення. Він далекий до насичення навіть у великих висотах, тому дає конвективных опадів. Циклонічна діяльність ослаблена, оскільки згладжуються різницю між повітряними масами поміркованих широт і тропічними, які перебувають з обох боків від Іранської галузі полярного фронту, котрий перетинає рівнину. Над Туранській рівниною відбувається формування місцевого тропічного воздуха.

Літня хмарність незначна, ще, літні хмари ставляться переважно до типам пір'ястих і высокослоистых, порівняно мало затримуючих стане сонячне проміння. Туранська рівнина — це країна сонця. На півдні у серпні сонячне сяйво становить 94% від теоретично возможного.

Високе стояння сонця й сильна інсоляція, ясність піднебіння та сухість повітря зумовлюють надзвичайно сильний нагрівання поверхні. Середні температури липня тут становлять +25−32 °З, тільки півночі Тургайского плато вони знижуються до +21- 22 °З. На півдні понад половина днів липня мають середню добову температуру +30−35 °З. У окремі дні і може становити до +50 °С затінена. При незначною хмарності відбувається сильне нічне вихолоджування поверхні. Середня добова амплітуда температур влітку становить 15−18°С, а окремі дні сягає 35−40°С. Ґрунти нагріваються значно сильніші за повітря (до +70 °З). Максимальна температура грунту, зафіксована в Репетеке, становить +79,4 °З. Річні амплітуди температур лежить на поверхні грунту досягають 100°, а добові - 60°. Проте нагрівання грунтів завглибшки далеко ще не поширюється. Теплова хвиля не відчувається вже в глибині 1 м. Це має значення для органічного мира.

Більшість території Туранській рівнини отримує менш 200 мм опадів на рік. Мінімум їх випадає в низов’ях Амудар'ї і як 80−100 мм на рік. До передгір'ям кількість опадів зростає до 250−300 мм, але в півночі Тургайского плато до 400 мм. Нинішнього року буває меншою від 40 днів із опадами. По сезонах року опади розподілені нерівномірно. Максимум їх на весну і вирушити вслід над переміщенням фронтальній зони зміщується в лютому — березня у районах на травень у північній частині частини страны.

Для Туранській рівнини характерна виняткова сухість повітря. Середньорічна відносна вологість становить 67−49%, а липні -50−30%. Траплялося, коли відносна вологість становила лише 5%. Така сухість повітря сильно віддзеркалюється в інтенсивності випаровування вологи з поверхні грунтів та транспірацію растений.

У результаті малої хмарності і вологості повітря, панування сухих вітрів та яка панує влітку спеки испаряемость сягає на рівнині надзвичайно великий величини (до 1700 мм Півдні). Вона перевищує річну суму опадів на середньому у 5−6 раз, а ряді пунктів — в багато разів більше: в Нукусе — в 27 раз, а Турткуле — в 36 раз. У деякі роки испаряемость перевершує кількість випадаючих опадів на 85 раз (Нукус) і навіть у 270 раз (Турткуль). А фактичне випаровування мало (150−200 мм), бо немає самого матеріалу для випаровування — воды.

Коефіцієнт зволоження тільки півночі Тургайского плато становить близько 0,65, зменшуючись в його південних околиць до 0,5−0,4. На іншої території він нижчий 0,3, котрий іноді 0,1. Таке перевищення випаровуваності над річний сумою опадів створює різкий дефіцит вологи і є основним ознакою аридности. За рівнем виразності цієї ознаки переважна частина території Туранській рівнини належить до экстрааридным областям (Кувл.