7 years назад
Нету коментариев

ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКАЯ РАВНИНА

В ее пределах внеледниковые равнины расположены лишь в средней и южной частях. В средней части с запада от Карпат на восток до Среднего и Южного Урала расположены возвышенности: Волыно-Подольская, Придне­провская, Приазовская, Среднерусская, Донецкая, Приволжская, Высокое Заволжье (Верхнекамская, Бугульминско-Белебеевская, Общий Сырт); низменности: Приднепровская, Окско-Донская, Нижнее Заволжье. Следует помнить, что северные части средней полосы Восточно-Европейской равни­ны в ледниковые эпохи среднеантропогенового времени непосредственно подвергались или находились под прямым воздействием ледниковых по­кровов. В южной части равнины расположены обширные низменности: Причерноморская, Азово-Кубанская, Прикаспийская. Геотектонической основой Восточно-Европейской равнины служит Русскаяплатформа а на крайнем юге — Скифская плита, а также прилегающие предгорные прогибы.

В палеогеографическом отношении средняя и южная части равнины су­щественно неоднородны, развитие природы их в плиоцен антропогеновое время определялось общими колебаниями климата. Особенно отчетливые различия были в ледниковые эпохи. В юго-западной части равнины устанав­ливалась и господствовала нехарактерная для нее антициклональная обста­новка и преимущественно северный и восточный перенос воздушных масс. Существенны также различия геоморфологического развития равнины. Достаточно сказать, что в юго-западной части ее орографическая дифферен­циация — становление возвышенностей и низменностей, является след­ствием исключительно неотектонических движений (включая движения в продолжение антропогена). На востоке равнины, севернее Прикаспийской низменности, наоборот, гипсометрическое положение поверхности сложи­лось в донеотектонический этап и уже в миоцене было относительно при­поднятым (500 м и более абсолютной высоты). Тектонические движения в продолжение антропогена, если не считать переуглубление речных долин и эрозионно-денудационной обработки рельефа, заметных изменений в об­щем устройстве поверхности здесь не внесли.

Результатом различий палеогеографического развития является неоди­наковое строение покрова антропогеновых отложений названных частей. Это основной критерий, по которому следует различать во внеледниковой части Восточно-Европейской равнины ее юго-западную часть и Заволжье. Палеогеографическая граница между ними может быть проведена весьма условно, по долине р. Волги.

Юго-западная часть равнины. В продолжение плиоцена наметившееся оро­графическое расчленение этой части равнины усиливается. На крайнем юге в плиоцене происходит процесс наращивания суши, образуется Причерно­морская низменность и другие, расположенные восточнее нее, продолжается оформление плана долинной сети. Континентальное осадконакопление в плиоцене происходило в двух основных обстановках: субаэральной и cvб­аквальной.

Скифские глины. На поверхностях более раннего времени форми­рования в плиоцене образовались так называемые красно-бурые глины, вы­деляемые под названием „плиоценовый покров выветривания. Они также имеют широко распространенное название скифские глины. В последнее время все разнообразие пород, относящихся к плиоценовому красноцветному покрову выветривания, объединяется в красноцветную формацию. Породы этой формации распространены на больших площадях Евразии, в частности далеко восточнее юга Восточно-Европейской равнины, но обыч­но описываются с различными, часто местными, стратиграфическими назва­ниями свит или толщ.

Красноцветные отложения имеют различную окраску. Наряду с красно-бурыми различаются бурые, буровато-желтые, красные, зеленые, серые и другой окраски образования. Поэтому термин красно-бурые глины считает­ся узким и рекомендуется пользоваться широко распространенным терми­ном скифские глины. Различия в окраске пород объясняются, главным образом, условиями их образования. На возвышенных междуречьях фор­мировались преимущественно красноцветные породы, на низменных по­верхностях, более увлажненных или обводненных, в зависимости от усло­вий среды они приобретали другую окраску. Изменение окраски в верти­кальном разрезе связывается с климатическими изменениями во время их образования.

По литологическому составу они часто не являются глинами и бывают представлены песками, супесями, суглинками или же переслаиваются. Обычно литологический состав их определяется составом тех пород, на ко­торых они залегают, т. е. они являются в прямом смысле слова красноцветным покровом выветривания.

Скифские глины таким образом рассматриваются как кора выветрива­ния и аналог современных коричневых почв, которые образуются в усло­виях переменно-влажного субтропического климата. Поскольку подобные климатические обстановки были фоновыми, то красноцветному выветрива­нию подвергались образования и другого генезиса, например, аллювиально­го, озерно-аллювиального, делювиального и морского. Поэтому скифские глины гетерогенные. Мощность скифских глин на древних междуреч­ных пространствах обычно не превышает 6—8 м, на склоновых участках она может увеличиваться до 20 и более метров, а в погребенных пониже­ниях — до нескольких десятков метров. Важной особенностью красноцвет­ных скифских глин является содержание в них наравне с окислами железа и марганца — карбонатных стяжений или друз гипса.

Покров скифских глин зональный. На юге юго-западной части Восточно-Европейской равнины преобладающими являются красно-бурые и красно-коричневые почвы, на севере они сменяются бурыми и серыми почвами. В вертикальном разрезе в пределах плиоценовых речных террас и вообще территорий, которые в плиоцене были низменными, например, побережья Черного и Азовского морей, скифские глины хорошо стратифицируются — по существу имеет место чередование горизонтов субаэральных (т. е. скиф­ских глин) и субаквальных образований, главным образом аллювиальных. На возвышенных междуречьях, а тем более на возвышенностях, красно­цветный покров выветривания не стратифицируется.

Представляет интерес вопрос возраста скифских глин. Ранее уже говори­лось, что они подстилаются разновозрастными отложениями, которые обыч­но являются материнскими породами для них. Анализ соотношений до­стоверно датированных отложений (например, морских киммерийских образований) и горизонтов красноцветов в вертикальных разрезах и на площади позволяет считать, что красноцветное выветривание начинается в послепонтическое время, т. е. в начале киммерийского века. М. Ф. Веклич, и Н. А. Сиренко (1976) считают, что образование красноцветных ископае­мых почв в частности в равнинном Крыму происходило и в раннем плиоцене.

Известные на юго-западе Восточно-Европейской равнины среди конти­нентальных образований пестроцветные глины и так называемые серо-зеле­ные (оливковые) глины следует отличать от красноцветных. Образование первых происходило а миоцене и закончилось в среднем сармате. Серо-зеле­ные глины накапливались в обстановке нарастания аридности климата начиная с позднего сармата до раннего плиоцена включительно. На низмен­ных прибрежных равнинах, в лагунах образовались оливковые глины, сильно загипсованные, на возвышенностях накапливались преимуществен­но серо-зеленые алевриты, супеси и пески. При определении верхнего возрастного рубежа скифских глин необходимо помнить, что они перекры­ваются непосредственно породами антропогеновой лессовой формации. Как видно из характеристики горизонтов этой формации, образовавшихся в раннем антропогене, в теплые и сравнительно влажные межледниковья (или межстадиалы), они имеют облик красноцветных ископаемых почв. Значит, в раннем антропогене еще устанавливались условия для красноцвет­ного выветривания. Однако от скифских глин первый снизу такой горизонт отделяется горизонтом лесса. Наличие последнего может рассматриваться как свидетельство качественного перелома в природных изменениях (нача­ло антропогена). Самый верхний горизонт скифских глин сопоставляется со слоями, накопление которых происходило в первую фазу чаудинского века. Ее очевидно и надо принимать за верхний возрастной рубеж скифских глин.

Палеогеографическая обстановка плиоцена. При суждении о палеогеографических условиях образования скифских глин опираются на геохимические и палеоботанические данные.

Географические условия изменились в позднем миоцене, когда степи постепенно стали распространяться на юг Восточно-Европейской равнины. В плиоцене северная часть равнины была покрыта тайгой.

Раньше всего степные участки появились в районах Прикаспия — Приа­зовья. В отложениях среднего миоцена пыльца трав и кустарников достигает уже 15—20% (эфедра, полынь, сложноцветные). В отложениях среднего сармата содержание этой пыльцы достигает 45—90%. В верхнесарматских отложениях господствует уже почти безраздельно пыльца травянистых и кустарниковых растений. Прогрессирующее нарастание сухости климата происходит на протяжении всего неогена.

В течение плиоцена во время образования скифских глин на юге Восточ­но-Европейской равнины преобладали степи. Пыльца из скифских глин при­надлежит степным растениям, на 80—90 % это травы, главным образом маревые.

Скифские глины образовались в климате, в общем, сухом, но с влаж­ными зимами, типа современного средиземноморского. Зимы были теплые, почти безморозные, что заставляет предполагать физико-географическую обстановку совершенно иной, чем физико-географические обстановки южнорусских степей в антропогеновом периоде и в настоящее время.

Строение и стратиграфия антропогеновых отло­жений. Орографическая неоднородность была главным условием разли­чий формирования мощностей покрова антропогеновых отложений. Возвы­шенности вообще, а в их пределах гребневидные водоразделы, а также древние коренные склоны речных долин были местами господства процес­сов денудации, вследствие чего покров антропогеновых отложений здесь маломощный или вовсе отсутствует.

Низменности, наоборот, были местами аккумуляции, формирования покрова мощностью до 20—30 и больше метров.

Деятельность процессов осадконакопления видоизменялась в зависи­мости от палеогеографических условий. В ледниковые эпохи при безраз­дельном господстве перигляциальных обстановок на пространствах, не занятых транзитным стоком, наряду с физическим выветриванием, особая роль принадлежала делювиальным и делювиально-солифлюкционным про­цессам. Значительное место занимали также эоловые процессы, с которыми следует связывать как дальнюю транспортировку пылеватого материала, так и местную переработку песчано-глинистых образований другого генезиса. В межледниковые эпохи имела место активизация выветривания (преиму­щественно химического и органического), делювиальных и аллювиальных процессов.

В общем покров антропогеновых отложений юго-западной части Восточно-Европейской равнины гетерогенный. Этот покров как бы обволакивает все. неровности экспонированной поверхности и внешне пространственно представляется весьма целостным. Причину этого следует связывать с повсеместным участием в его строении, по крайней мере, в приповерхно­стных слоях пород лессовой формации. Наиболее представительными в строении антропогенового покрова кроме образований лессовой форма­ции являются аллювиальные и делювиальные. В его стратиграфии весьма отчетливо выделяются нижне-, средне-, верхнеантропогеновые и голоцено­вые отложения.

Стратиграфия отложений лессовой формации. Отло­жения лессовой формации отличаются от других тем, что они четче обла­дают стратификацией — чередованием в вертикальном разрезе горизонтов или слоев лессовидных пород с различными характеристиками с горизон­тами ископаемых почв. Исследователями давно замечена эта особенность лессовых толщ. С течением времени она стала основой при их стратиграфи­ческом расчленении. Наиболее детально, используя эту особенность, провел расчленение лессового покрова территории Украинской ССР В. И. К рак ос еще в 30-х годах. Опираясь на палеогеографическую схему района европей­ского ледникового щита, он сопоставил лессовые горизонты и разделяющие их ископаемые почвы с ледниковыми комплексами и межледниковыми от­ложениями. В последующем в практике стратиграфического подразделения лессовых отложений разрабатывался общепринятый подход разделения плейстоцена на нижний, средний и верхний отделы, в рамки которых и вкладывается образование всех горизонтов лессового покрова. Такую схе­му развивал, в частности, П. К. Заморий и другие. При этом выделенные В. И. Крокосом горизонты в пределах основных подразделений плейстоцена оставались в Предложенных этим исследователем названиях.

Вопросы стратиграфии лессового покрова разрабатываются исследовате­лями Института геологических наук под руководством В. Г. Бондарчука, Сектора географии АН УССР — под руководством М. Ф. Веклича. Послед­ний развивает взгляды о палеогеографических этапах, с каждым из кото­рых связано образование горизонтов лессов (лессовидных пород) и иско­паемых почв (табл. 4).

T_004

Надо однако оговориться, что подобную детальную стратификацию мож­но наблюдать на аллювиальных поверхностях, низких склонах вообще, т. е. На таких элементах рельефа, которые отличались высокой степенью дина­мичности антропогенового рельефообразования и, главное, осадконакопле­ния. На приподнятых водораздельных равнинах, особенно их гребневых участках и в пределах возвышенностей, где осадконакопление замедлялось или сменялось денудационным удалением минерального вещества, лессо­вые толщи маломощные (местами отсутствуют), а их разрезы, как прави­ло, редуцированы, т. е. отличаются неполнотой. Поскольку подобных пло­щадей несравненно больше, чем тех, которые развивались при высокой сте­пени динамичности осадконакопления, вопрос стратиграфического расчле­нения субаэральной толщи остается нерешенным, требует создания схем, которые должны включать подразделения нерасчлененных ее комплексов. Такие схемы были созданы давно, ведутся исследования по их совершен­ствованию. Перечисленные горизонты (лессовые и ископаемых почв) выделяются по условиям залегания относительно друг друга, диагностиче­ским признакам.

Палеогеографическая обстановка антропогена. На протяжении антропогена на юго-западе Восточно-Европейской равнины отчетливо фиксируется чередование холодных перигляциальных обстано­вок и теплых межледниковий.

В конце плиоцена растительность степей юга территории Украины при­ближалась к лесостепной. Конец плиоцена — начало антропогена ознамено­вались похолоданием и формированием в это время наиболее древнего лессового горизонта, по терминологии М. Ф. Веклича, приазовского. Из со­става пыльцы этого горизонта выпадают представители теплолюбивой плиоценовой флоры Lelkova, Liriodendron, Magnolia, Myrica и др. В раннем антропогене растительный покров степей формировался в условиях боль­шей сухости, чем в конце плиоцена. Во время похолоданий (установления перегляциальных обстановок) ландшафт этой зоны приближался к степному, во время потеплений на этой территории вновь распространялась древесная теплолюбивая и влаголюбивая растительность с небольшим участием плио­ценовых видов. Степи имели мезотический облик. С каждым похолоданием выпадали более требовательные к теплу и влаге породы и прежде всего неогеновые растения. В раннем антропогене по количеству лессовых гори­зонтов и разделяющих их ископаемых почв выделяются три похолодания и два потепления. Наиболее древнее похолоданиеочевидно следует связы­вать с последней стадией гюнцского оледенения; два последующие похоло­дания — соответственно с первой и второй стадиями окского оледенения.

Заметной палеогеографической неоднородностью отличается средний антропоген. Начинается он продолжительным потеплением в лихвинскую межледниковую эпоху, которая по облику господствовавшего раститель­ного покрова и, следовательно, по температурным условиям и влаге при­равнивается к межледниковьям (или межстадиалам) раннего антропогена. В продолжение этой эпохи развилось начавшееся еще в раннем антропогене интенсивное (глубокое и густое) эрозионное расчленение рельефа, хорошо разработанная долинная сеть. В конце эпохи на территориях северных час­тей равнин района установилась повышенная обводненность и заозерен­ность. В растительном покрове эпохи значительное место занимали тепло- и влаголюбивые виды древесных пород с участием неогеновых представите­лей. В наступившую затем днепровскую ледниковую эпоху важными были процессы выравнивания рельефа. В долинах транзитных рек происходила вложенная и наложенная, т. ё. покровного типа аккумуляция днепровского аллювия, вследствие чего ранее образованные террасы в большинстве слу­чаев были погребены. В небольших долинах господствующими были делю­виально-солифлюкционные процессы. Благодаря их деятельности многие из этих долин утратили свою морфологическую выраженность. В эту эпоху имели место резкие климатические колебания — чередование стадиалов и межстадиалов. В перигляциальных обстановка стадиалов увеличивались площади, занятые степной растительностью (с доминированием маревых и полыней). Спорово-пыльцевой состав днепровского горизонта лессов свидетельствует о крайне неблагоприятных климатических условиях во время его образования. На юге Украины распространялись степи ксероти­ческого типа, с незначительными островами древесной растительности в хорошо защищенных местах. Следует отметить также, что в эпоху днепров­ского оледенения развивалась многолетняя мерзлота, о чем свидетель­ствуют криотурбации, например, ледниковые клинья в неглубоко залегаю­щих горизонтах пород. Кстати, во время межстадиалов климатическая обстановка мало улучшалась и поэтому степи ксеротического типа сохра­нялись.

Потепление времени днепровско-московского межледниковья (ро­славльского), а также активизация тектонических движений послужили причиной начала эпигенетического раскрытия почти снивелированных реч­ных долин. В степной зоне во время этого межледниковья отмечалосьраспространение степной растительности с байрамными и долинными леса­ми. Севернее, в лесостепи преобладали сосновые и широколиственные леса, которые чередовались с участками злаковых и разнотравно-злаковых степей. В перигляциальной обстановке времени московского оледенения степная растительность отличалась несколько ксеротическим характером (маревые, полыни, злаки) с участием лесов долинного и байрачного типов, разнотравья. Пространства лесостепной зоны занимала в основном степная растительность, а в понижениях и расчлененных участках распространялись лесные группировки (сосновые, березово-сосновые и широколиственно-сосновые). Растительность среднего антропогена (днепровско-московского времени) отличалась от раннеантропогеновой более широким распростра­нением степной, отсутствием неогеновых представителей древесных пород. Считается, что днепровская эпоха была рубежом, после которого они не сохранились. Благоприятная климатическая обстановка установилась в московско-валдайскую (микулинскую) межледниковую эпоху. Раститель­ность степной зоны в это время отличалась более богатым флористическим составом. Долинные и байрачные леса местами выходили на водораздель­ные пространства, создавали своеобразный ландшафт лесостепи. В составе широколиственных лесов в западном сектора значительное место занимали орешники, граб.

Резкие изменения в сторону ухудшения палеогеографической обстанов­ки появляются в валдайскую ледниковую эпоху позднего антропогена. Почти до северного побережья южных морей в ледниковые стадии этого времени развивается многолетняя мерзлота, устанавливаются условиятипичного перигляциала. Основные пространства были заняты степями. Они проникали в лесостепи. Господствовали степи ксеротического типа. В растительности степей преобладали полыни, злаки, маревые с участием эфедры и разнотравья. Древесная растительность полностью не исчезла, находила убежища в хорошо защищенных местах – на высоких склонах речных долин, в глубоких балках, оврагах. Ее представляли сосна, береза, редко с участием дуба и орешника. Во время межстадйалов ледниковой эпохи степная растительность сохранялась в степной и лесостепной зонах.На высоких водоразделах, засоленных участках, на сухих склонах оврагов эта растительность была ксеротической. На территории лесостепи развива­лись также сосновые леса, обогащенные широколиственными породами. Они занимали речные террасы, байраки. Долинные и байрачные смешанные леса проникали в пределы нынешней степной зоны.

Растительность позднего антропогена отличается от среднеантропогено­вой более резкими изменениями во время стадиалов и межстадиалов, в расширении площадей, занятых степной растительностью, в составе ко­торой доминируют ксеротические виды. В позднем антропогене исчезают элементы влаго- и теплолюбивой флоры, а также такие водные растения как бразения. В раннем голоцене на территории современной степной зоны распространялись степи, сильно редуцированные лесные группировки при этом сохранялись в условиях пересеченного рельефа. В среднем и позднем голоцене участки леса с несколько обогащенным флористическим комп­лексом занимают большие площади. Изменение растительности в настоящее время в значительной мере определяется хозяйственной деятельностью человека.

Заволжье. Выше было отмечено, что в него включается ряд возвышенно­стей. Объединяет эти возвышенности геоструктурная приуроченность их к заволжской части Волго-Камской антеклизы. Гипсометрически Заволжье очень неоднородно. Абсолютные отметки в пределах изменяются от284 м (Вятский Увал) до 500 м (Уфимское плато). Для Заволжья наиболее ха­рактерны антропогеновые образования, которые объединяются названием сыртовая толща.

Сыртовая толща. Сыртовая толща состоит из ряда разновозраст­ных слоев и горизонтов. В своем распространении она приурочена к сырто­вой равнине и издавна считается более или менее однородным геологиче­ским телом.

Сыртовая толща слагает пологие и широкие водоразделы – сырты (за что она и получила свое название), которые разделены широкими речными долинами. Отложения толщи подстилаются подсыртовыми песками. На Общем сырте они местами залегают на акчагыльских отложениях, в отро­гах Общего сырта — на коренных породах. Мощность сыртовой толщи до­вольно постоянна — 44-50 м. На склонах водоразделов она сокращается до 30-40 м. В центральных наиболее возвышенных частях сыртовых ува­лов (главым образом в северной части) толща увеличивается до 55-56 мет­ров. В узкой полосе между отрогами Общего сырта и предсыртовым усту­пом мощность толщи не превышает 20 метров.

В долинах мощность сыртовых глин также быстро уменьшается и они замещаются речными отложениями. Сыртовая толща перекрывается обыч­но лишь современной почвой и небольшим слоем молодых делювиальных образований.

Сыртовая толща состоит из нескольких горизонтов, прослеживающихся на большой территории. Эти горизонты не везде можно выделить с доста­точной уверенностью. Имеющие маркирующее значение погребенные почвы не часто распознаются геологами при описании разрезов скважин; гораздо чаще в этих описаниях можно увидеть лишь признаки, свидетельствующие о вероятном проявлении почвообразовательных процессов: выделения из­вести (журавчики, „белоглазка”, псевдомицелий и т. д.) и гипса, темные гумусовые затеки, локальное побурение породы, иногда описываются кро­товины, приуроченные к таким слоям.

Там, где вся сыртовая толща бывает сложена однородными по цвету и составу суглинками и глинами, а ископаемые почвы полностью или частич­но уничтожены в результате размыва, горизонты не выделяются вовсе или выделяются условно по высотным отметкам.

Сыртовая толща по своему строению, генезису, характеру слагающих ее пород не отличается принципиально от толщ покровных и лессовидных суглинков, развитых в центральных частях Восточно-Европейской равни­ны. И те, и другие отложения представлены глинами и суглинками желтых, коричневатых, красных и пестрых тонов, несут горизонты погребенных почв и имеют одинаковые условия залегания. Поэтому сыртовые отложе­ния рассматриваются (по крайней мере, их средние и верхние горизонты) как аналог покровных антропогеновых образований юга Восточно-Европей­ской равнины.

Палеогеографические обстановки. К началу позднего плиоцена на значи­тельной территории Высокого Заволжья был уничтожен покров палео­геновых и отчасти верхнемеловых Отложений. Возможно, еще в начале палеогена местами здесь в это же время накапливались континентальные образования — железистые пески, галечники, конгломераты и т. д. Климат «палеогена был теплый и влажный. Об этом судят по пыльце и спорам из отложений этого возраста. Здесь росли южные хвойные леса с кипарисами, магнолией, миртовыми, секвойей и т. д. В конце миоцена — в начале плио­цена южная часть Заволжья заливалась водами морских бассейнов.

В начале акчагыльского века в Заволжье произошли крупные, опуска­ния. Опускания и значительное увлажнение климата (по данным палеобота­нических исследований) обусловили трансгрессию акчагыльского бассейна на территории Заволжья. В условиях повышения базиса эрозии в эрозион­ных ложбинах происходило накопление пресноводных (озерных, речных и болотных) отложений кинельской свиты.

По остаткам растений определяется, что берега акчагыльской бухты были покрыты хвойными лесами, характер которых указывает на умерен­ный или умеренно прохладный климат окружающей местности, Предпола­гается, что климат в акчагыльский век был близок к современному.

Во время регрессии акчагыльского моря на морских отложениях места­ми накапливаются пресноводные, болотные, делювиальные и другие обра­зования.

Опускание в конце позднего плиоцена и значительное увлажнение кли­мата вызвали трансгрессию апшеронского бассейна.

В раннеантропогеновое время в эрозионно-тектонических депрессиях формируются отложения озерно-болотного типа. На возвышенных участках образуются континентальные, преимущественно субаэральные красноватые и желтоватые породы, отчасти, эолового происхождения (пыль отклады­валась в увлажненных участках или водоемах).

В конце раннеантропогенового времени почти повсеместно происходит накопление светлых и красноватых суглинков и глин. Они накапливались, по-видимому, в условиях сухого климата. Об этом свидетельствуют крас­новатая окраска пород, обусловленная преобладанием содержания окисных соединений железа, большое количество выделений извести и гипса. В тече­ние же большей части раннеантропогенового времени климат был влажным и умеренно прохладным, о чем свидетельствуют флористические остатки.

В среднем антропогене наступает значительное похолодание и увлажне­ние климата.

На наиболее приподнятых участках междуречий в раннехазарское время накапливаются бурые и коричневые глины и суглинки, часто несущие следы отложения в избыточно влажной среде (железисто-марганцевистые стяже­ния, оглеенность, крупные выделения извести). Раннехазарское осадкона­копление завершается почти повсеместным формированием луговых почв.

Начало позднехазарского времени ознаменовалось значительным похоло­данием, которое проявилось в образовании ледяных клиньев, разбивающих нижнехазарскую почву, в солифлюкционном смятии нижележащих слоев и в накоплении перигляциальных отложений. Вслед затем, также в первой половине позднехазарского времени происходит новое усиление эрозион­ных процессов.

К концу позднехазарского времени рельеф территории приобрел почти все черты современного рельефа: оформились плавные пологие сыртовые водоразделы, плоские, широкие долины.

В начале хвалынского века произошло похолодание, обусловившее образование псевдоморфоз ледяных клиньев. Это похолодание (связанное с калининским оледенением) соответствует самому началу максимальной раннехвалынской трансгресии.

Во время регрессии раннехвалынского бассейна (при низком положении базиса эрозии) происходит оживление эрозии. Это привело к значительному углублению речных долин и озерных котловин, появлению молодой овражно-балочной сети.

Климат середины позднеантропогенового времени был благоприятным. Об этом свидетельствуют палинологические данные. Спорово-пыльцевой спектр их переходного типа (из древесных преобладает сосна, много ели, встречается пихта). Среди трав до 52 полыни и лебедовых. Вверху раз­реза отложений этого возраста преобладает пыльца травянистых растений (степной спектр — трав до 95%, преобладает разнотравье, а также эфедра). Вверху исчезает пыльца лесной и древесной растительности: лебедовые вы­тесняются полынями.

В историческое время, в условиях нарастающей аридности климата лес­ная растительность сменяется степной.

В настоящее время климат хотя и остается определяющим в развитии природы, человек берет под контроль его стихийные изменения.

РАВНИНЫ СРЕДНЕЙ АЗИИ И ЮЖНОГО КАЗАХСТАНА

Равнины Средней Азии и Южного Казахстана геоструктурно расположе­ны на месте эпигерцинской платформы и предгорных прогибов. В литера­туре они называются также Туранской низменностью. Преобладают акку­мулятивные равнины: песчаные пустыни Каракумы, Кызылкумы (на значи­тельных площадях), Муюнкумы, Сары-Ишикотрау, Таукумы и другие меньшие по площади. Для песчаных пустынь, сформированных на неоди­наковом структурно-литологическом субстрате в различное время на протяжении плиоцена и антропогена, в зависимости от степени сомкнутости растительного покрова, а также динамики воздушных потоков, характерны различные морфологические типы эолового рельефа: грядовый, бугристый, барханный. Возвышенные пустыни Мангышлак, Устюрт. Красноводское пла­то, Центральные Кызылкумы с низкогорьями Тамдытау, Букантау и дру­гими — преимущественно денудационные, каменистые или глинистые. По климато-ландшафтным условиям современные пустыни Средней Азии и Южного Казахстана естественно неоднородны. Различаются две их подзоны – северная и южная. Северная (условно севернее 40 с. ш.) распо­ложена в умеренном поясе. В ее пределах осадки выпадают равномерно в течение года, устанавливаются холодные зимы. В подзоне основное место занимает растительность полынно-солянковых группировок. Южная подзо­на простирается в основном в южной части Каракумов и относится к суб­тропическому поясу. Для подзоны характерны теплые зимы (со средней температурой января, не ниже -3°), выпадание осадков в холодное время года. Важное значение в растительности подзоны приобретают эфемеры. Для обеих подзон характерна древесно-кустарниковая пустынная раститель­ность песков, которая состоит из зарослей саксаула, жузгуна, акаций и др. Современные представления о развитии природы в пустянях Средней Азии и Южного Казахстана в антропогене сложились на протяжении послед­них 50 лет благодаря усилиям многих исследователей. Очевидно, правильно будет сказать, что основополагающими для дальнейших углубленных ис­следований были работы И. П. Герасимова 30-х годов. Ему принадлежит оценка роли плювиальных эпох (и обстановок) в антропогеновой истории этой территории, первая схема развития речной сети на протяжении антро­погена, составившая главную страницу его истории. Надо подчеркнуть также, что Туранская низменность в антропогене и предшествующем ему плиоцене развивалась как бессточная территория, была непосредственным приемником обломочного материала, сносимого поверхностным стоком с окружающих его с юга и юго-востока гор.

Туранская низменность до антропогена. Последним бассейном, занимав­шим обширные пространства на западе среднеазиатских пустынь, было сар­матское озеро-море. По мере отступления моря все более значительные про­странства равнин Средней Азии вступали в длительный период континен­тального развития. Периодически в западных районах Туркмении и Южном Приаралье это развитие нарушалось ингрессиями каспийских вод. В их пре­делах до позднего плиоцена сохранялся реликтовый Арало-Каракумский солоноватоводный бассейн.

Акчагыльская трансгрессия позднего плиоцена распространялась в пер­вую очередь в районы наибольшего тектонического погружения. Они и в настоящее время являются относительно опущенными. Приподнятые плато Устюрт, гряда Туаркыр и большая часть Заунгузских Каракумов не затоп­лялись. Поэтому считается, что в предакчагыльское время уже достаточно четко оформились основные орографические элементы современной по­верхности Туранской низменности.

Поднятия Памира, Памиро-Алая и Тянь-Шаня привели к заложению ряда крупных речных долин, по которым выносились массы обломочного мате­риала с гор на низменные равнины и в заливы акчагыльского моря. В акча­гыльское время накапливалась мощная толща песчано-глинистых континен­тальных осадков, получившая название заунгузской свиты. Она распро­странена на пространствах от западных Кызылкумов через Заунгузские Каракумы до Верхнеузбойского коридора.

А. В. Сидоренко на основании изучения петрографического состава галь­ки из заунгузской свиты заключил, что она в основном сложена обломоч­ным материалом, принесенным реками с северных дуг Алайской горной системы (Зеравшанский и Туркестанский хребты). Предполагается, что одной из главных транзитных рек пустыни был древний Зеравшан.

С апшеронским веком позднего плиоцена связано значительное распро­странение на равнинах Южного Турана озерных и озерно-морских водоемов.

Из Прикаспийской низменности Туркмении апшеронские морские, лиман­но-морские и озерные отложения прослежены на восток и северо-восток до Центральных районов Кызылкумов. В Низменных Каракумах и вдоль подножья Копетдага апшеронский морской залив проникал примерно до 57 в. д. Опресненные и солоноватоводные апшеронские заливы-озера рас­пространялись на север и северо-восток в Арало-Сарыкамышскую впадину на территорию современных низовьев Амударьи и впадины Центральных Кызылкумов.

Вообще Южное Приаралье и Центральные Кызылкумы в апшероне были территориями широкого развития озерных водоемов. Сарыкамышский, Хорезмский (в низовьях Амударьи), Аральский и Западно-Кызылкумский озерные бассейны были солоноватоводными и, как предполагается, соеди­нялись с апшеронским морем через Верхнеузбойский коридор. В Центральных Кызылкумах также было множество неглубоких пресноводных озер, которые, очевидно, соединялись протоками между собой.

В позднем плиоцене равнины Турана были покрыты значительно более густой сетью озер и рек, чем в настоящее время. Среди озерных водоемов были широко распространены пресноводные, проточные. Повышенная ув­лажненность пустынных районов Средней Азии и Южного Казахстана, предполагается, имеет связь с первым горным оледенением.

Задолго до антропогенового периода на равнинах Турана сформирова­лись и развились пустыни и их ландшафты. Пустынные условия здесь уста­новились в неогене вследствие поднятий гор Средней и Центральной Азии, Казахстана, Кавказа и Урала, а также регрессии морей, завершившейся в позднем миоцене. Ослабление влияния и изоляция Атлантического и Индий­ского океанов резко сказались на изменениях климата в сторону его аридизации в Средней Азии. Палеогеновые ксерофитно-лесные и саванные ланд­шафты сменились неогеновыми пустынями и опустыненными саваннами. Освободившиеся от лесной растительности территории одновременно осваи­вались мигрантами из других ксерофитных центров, которые возникли ранее. Такими считаются среднеазиатские гамады пустынной Центральной Азии. Главным источником пустынной растительности были солончаковые формации морских сублиторалей. В миоцене тургайская лесная флора Се­верного и Центрального Казахстана была вытеснена степной растительно­стью. В конце неогена, по сохранившимся в кровле неогеновых отложений ископаемым почвам на западе Средней Азии определяется существование ландшафтов сухих и опустыненных саванн с безморозной зимой и выражен­ным дождливым сезоном. В южноказахстанских пустынях в плиоцене без­раздельно господствовавшей была травянисто-полупустынная раститель­ность, которая вообще характерна для внетропических пустынь.

Палеореки первой половины антропогенового периода и образованные ими отложения. Начало плейстоцена в Средней Азии и Южном Казахстане, особенно в горных и предгорных районах, ознаменовалось глубоким эро­зионным расчленением древнего рельефа. Тектонические поднятия горных систем Тянь-Шаня, Памира и Памиро-Алая сопровождались накоплением у их подножий мощных грубообломочных аллювиально-пролювиальных толщ.

В предгорьях Парапамиза, например, на возвышенностях Бадхыз и Ка­рабиль в начале плейстоцена накапливались галечники, а затем происходило глубокое врезание эрозионной сети, приведшие к расчленению кровли нео­гена с амплитудой до 300-400 м.

Тектонические деформации и усиление эрозионных процессов отмеча­ются и на равнинах Турана. К началу плейстоцена резко обособились Заун­гузские Каракумы от расположенных южнее Низменных Каракумов. В пре­делах последних особенное углубление (тектоническое и эрозионное) испытал Предкопетдагский прогиб, который частично был использован стоком древней Амударьи.

В первой половине плейстоцена Пра-Амударья была крупнейшей водной артерией Средней Азии. Она выносила в Каспий не менее половины поверх­ностных вод всего Турана. Об этом свидетельствуют мощные накопления аллювия, выделенного под названием каракумской свиты. Эта свита непре­рывно прослеживается из Юго-Восточных Каракумов через все Низменные Каракумы на запад до п-ова Челекена. На севере распространение древнего аллювия Пра-Амуарьи ограничивается уступами Унгуз, а на юге аллювиаль­ные слои этого же возраста погребены под более молодыми пролювиаль­ными и дельтовыми осадками северных подножий Копетдага и возвышен­ностей Бадхыз и Карабиль (рис. 20).

Палеогеографическая схема низовий Амударьи ранне- и среднеантропогенового времени

Палеогеографическая схема низовий Амударьи ранне- и среднеантропогенового времени

В Юго-Восточной Туркмении полная мощность каракумской свиты до­стигает 500-Б70 м. В ряде участков Предкопетдагского прогиба отмечают­ся мощности в 300-400 м. За его пределами – на площадях эпигерцинской платформы Низменных Каракумов и в Балханском коридоре – мощность каракумской свиты не превышает 100-200 м. Анализы минералогического состава песков и петрографического состава гальки показали, что основной областью питания для каракумской свиты являлись хребты Западного Памира и южные склоны Гиссарского хребта. Это означает, что уже в начале плейстоцена верхнее течение Амударьи занимало положение, близкое к современному. При выходе из горных районов Южного Таджикистана Пра-Амударья несла воды на запад, к Южному Каспию.

В Западной Туркмении, на стыке каспийских морских осадков и древ­него аллювия Пра-Амударьи, определенно установлено стратиграфическое положение каракумской свиты. Верхнекаракумские слои с приближением к Каспию постепенно переходят в дельтово-морские и морские нижнехазар­ские отложения Челекена. От нижнекаракумской подсвиты их отделяет горизонт с морской бакинско-урунджикской фауной, прослеженный бурением на 50 км восточнее Балханского коридора. Таким образом, нижняя подсвита, которая залегает с размывом на апшеронских и болеедревних слоях, синхронизируется с бакинским ярусом Каспия. Подтверж­дением среднеантропогенового возраста верхней части каракумской свиты является находка в ее песках, в 45 км севернее Кизыл-Арвзта, зуба Equus caballus, отнесенного к хазарскому фаунистическому комплексу.

О впадении Пра-Амударьи в Каспий свидетельствует также значительная примесь пресноводных форм моллюсков в бакинских и нижнехазарских отложениях Западной Туркмении. В составе фауны верхнехазарских и ниж-нехвалынских отложений опресняющего влияния крупной реки не обнару­живают. Итак, время накопления каракумской аллювиальной свиты соот­ветствует бакинскому и раннехазарскому векам в истории Каспия. Воды Пра-Амударьи перестали достигать Каспийского моря во второй половине среднего плейстоцена (поздний хазар). Наземная дельта реки постепенно переместилась на восток и северо-восток.

Остается не выясненным до конца вопрос о размерах бассейна и системе притоков раннеантропогеновой Пра-Амударьи. Признанным считается, что в эту реку с юга впадали древние реки Теджен, Мургаб и другие, которые сносили с Парапамиза большое количество обломочного материала. Лишь часть этого материала поступала в Пра-Амударью. В основном же он отла­гался в виде аллювиально-пролювиальных толщ на предгорных возвышен­ностях Бадхыз и Карабиль, где были сформированы две мощные свиты тон­ких и мелкозернистых песков — нижнеплейстоценовая и среднеплейстоце­новая. Первая слагает основные водоразделы возвышенностей и достигает мощности 200-300 м. Вторая развита на северных склонах Бадхыза и Кара-биля и отделена глубоким эрозионным уступом от предыдущей. Ее мощ­ность не превышает 100 м.

Относительно правых притоков Пра-Амударьи на равнинах Турана мнения исследователей расходятся. Одни из них считают, что Пра-Сырдарья и Пра-Зеравшан составляли в среднем плейстоцене обособленный бассейн и впадали в хорезмский водоем (на месте современных низовий Амударьи, южнее Аральского моря). Впадина Сары камыша была в это время сухой и подвергалась интенсивной дефляции. По представлениям других, считает­ся правдоподобным предположение о слиянии Пра-Сырдарьи и Пра-Зерав­шана с древней Амударьей. В долинах и дельтах этих притоков была накоп­лена кызылкумская аллювиальная свита. Свита с глубоким размывом залегает на подстилающих отложениях неогена и состоит из чередующихся песков, алевритов, глин, мергелей и конгломератов.

Незначительная мощность кызылкумской свиты (обычно не превышаю­щая 10-12 м) рассматривается как свидетельство неотектонических под­нятий Юго-Западных Кызылкумов в соответствующие эпохи плейстоцена. Более значительными были поднятия в Центральных Кызылкумах, где вокруг массивов островных гор образовались лишь маломощные (5—10 м) делювиально-пролювиальные покровы.

Предполагается, что раннеантропогеновая Амударья включала в свой бассейн также некоторые реки Казахстана – древние Чу, Сарысу, Иргиз, Тургай. Они протекали через сухую в то время Арало-Сарыкамышскую впадину, Верхнеузбойский коридор и впадали с севера в нижнюю Пра-Аму­дарью. Свидетелями этой древней речной системы остались озерно-дельто­вые и аллювиальные отложения, подстилающие верхнеантропогеновые образования Кунядарьинской дельты Амударьи, а также выполняющие эрозионный врез Верхнеузбойского коридора. По фауне остракод и страти­графическому положению эти отложения датированы нижним плейстоце­ном и рассматриваются синхронными каракумской свите.

Итак, в западных и восточных районах среднеазиатских пустынь с нача­лом антропогенового периода совпадала фаза развития крупных речных си­стем, отличавшихся наибольшей многоводностью в первой половине сред­него плейстоцена (ранний хазар). Предполагается, что большая часть средне­азиатских кахазстанских вод в то время стекала в Пра-Амударью и далее в Каспий. В позднехазарское время начался постепенный распад этой об­ширной речной сети, приведший к обособлению бассейнов и отрыву Пра-Амударьи от Каспия.

Система Амударья – Сарыкамышская впадина – Узбой во второй поло­вине антропогена. В конце среднего- начале позднего плейстоцена Амударья покидает Каракумы и поворачивает на северо-запад в сторону Аральской впадины. Подлинные причины этого поворота пока не ясны. Возможно, определенную роль сыграли в этом тектонические движения, в том числе в зоне амударьинского размыва. Нельзя исключать и того, что Амударья воспользовалась ранее существовавшей долиной Зеравшана, тянувшейся вдоль восточной окраины Заунгузских Каракумов.

В позднем плейстоцене с поворотом Амударьи начался этап формирова­ния ее современной долины (рис. 21). Но и эта долина оставалась на месте лишь в пределах окраины Заунгузских Каракумов. Ниже их она продол­жала мигрировать. Заполнив осадками Хорезмскую впадину, она сформиро­вала к югу и юго-западу от Аральской впадины три разновозрастные дельты, получившие название Акчадарьинской, Присарыкамышской и Приараль-ской. Акчадарьинская дельта хорошо выражена в рельефе и отделяется эро­зионными уступами от прилегающих с запада и востока неогеновых равнин На севере аллювий Акчадарьинской дельты перекрыт аральскими осадками с Cardium eduie L. Акчадарьинская дельта сформировалась в раннехвалынское время.

Палеогеографическая схема низовий Амударьи позднеантропогенового времени и голоцена

Палеогеографическая схема низовий Амударьи позднеантропогенового времени и голоцена

Одновременно в Юго-Восточных Каракумах шло накопление наземных дельт рек Теджена, Мургаба и дельтово-аллювиальной свиты северо-афган­ских рек. Их песчано-глинистые отложения перекрывают аллювий каракум­ской свиты, далеко выдвигаясь на северо-запад за пределы предгорий Пара­памиза. Значительные мощности верхнечетвертичных дельтовых образова­ний Теджена и Мургаба (150-300 м) свидетельствуют о продолжавшемся в хвалынское время тектоническом погружении Юго-Восточных Каракумов.

Вторая стадия в истории позднеантропогеновой Амударьи началась с момента, когда часть ее вод из района Хорезмской впадины устремилась на запад к Сарыкамышской впадине. Постепенно сток через Акчадарьин­скую дельту в Арал почти прекратился. Образовалась новая Сарыкамыш­ская дельта.

Сток амударьинских вод в Сарыкамышскую впадину привел к образо­ванию озерного водоема, который распространился и в прилежащую впади­ну Ассаке-Аудан. При максимальном подъеме уровня озера до отметок +58 м абсолютной высоты возник сток по Узбою. Современная сухая доли­на Узбоя сохраняет свежие следы глубинной и боковой эрозии, осложнена крутыми меандрами, порогами и структурными перепадами в продольном профиле. В долине насчитывается четыре цикловые террасы, которые мож­но увязать с фазами регрессии позднехвалынского Каспия. По другим представлениям в Узбое можно выделить лишь одну аллювиальную терра­су, которая синхронна с эпохой послехвалынской регрессии Каспия.

О длительности стока сарыкамышских вод по Узбою судят по обшир­ным археологическим материалам. Известно, что Узбой, как пресновод­ная река, функционировал в течение всего неолита. В веке бронзы он стал маловодным, иногда пересыхал и полностью прекратил свое существова­ние в первой половине I тысячелетия до нашей эры, т. е. в то время, когда Каспий уже пережил первые максимумы новокаспийской трансгрессии.

Произошло это вследствие нового отклонения Амударьи от прежнего устья и прорыва ее вод в Аральское море. Начиная со второй половины II тысячелетия до нашей эры сток в Сарыкамышскую впадину все более и более сокращался/Этим стоком формировалась молодая аральская дель­та. Из множества рукавов Сарыкамышской дельты остались действующи­ми только два (Даудан и Дарьялык). Более длительное время функциони­ровал последний.

Когда отметка уреза озера снизилась до 50 м, прекратился сток по Узбою и нарушилась связь с впадиной Ассаке-Аудан, которая вскоре вы­сохла. При падении уровня воды до 20-25 м теперь уже бессточное Сарыкамышское озеро заметно осолонилось и в нем начали расселяться мол­люски Cardium edule L. Своего расцвета они достигли в сильно усохших водоемах Сарыкамышской впадины с отметками около 0 м.

Сарыкамышская впадина оставалась сухой до эпохи средних веков. Об этом судят по историческим и археологическим материалам. Новый прорыв амударьинских вод в ее сторону относится ко второй половине XIII и XIV вв. Оживление Сарыкамышской дельты и заполнение озера произошло, как считается, в результате разрушений, причиненных плотинам и дамбам в низовьях Амударьи золотоордынскими завоевателями. Однако не исклю­чается, что возобновление стока в Сарыкамышскую впадину было обуслов­лено также повышенными расходами Амударьи, отмеченными в период XIII -XVI вв.

Максимального уровня Сарыкамышское озеро достигло к концу XIV- началу XV B. Остатки оросительных каналов и погребенные под моло­дыми озерными осадками стены крепости Зенги-Баба на берегу озера по­зволяют предполагать о подъеме его вод до отметки 50—54 м. При этом снова была обводнена впадина Аесаке-Аудан. Не выясненным остается вопрос о возможности стока сарыкамышских вод по Узбою в средние века. Признается, что этот сток не был длительным и носил прерывистый характер.

В конце XVI в., когда Сарыкамышское озеро стало усыхать и засолять­ся, в его водах вновь обильно расселился Cardium edule L. На том основании, что в Узбое нет никаких следов этого моллюска, утверждается, что он был занесен в Сарыкамышскую впадину пассивным путем.

В конце XVI в. Амударья полностью повернула в Арал. Сарыкамышское озеро начало быстро высыхать и засолоняться, и население ушло с его бере­гов. Резко сократилось оно и на Присарыкамышской дельте, основные оазисы приблизились к Амударье, разместившись главным образом на пространствах Приаральской дельты.

Следовательно, формирование рельефа и связанные с этим другие при­родные факторы всегда влияли на хозяйственное использование Средней Азии. На протяжении всей истории от первобытности до настоящего време­ни древние аллювиальные равнины с расчлененным эоловыми процессами песчаным рельефом были ареной развития животноводства, а молодью, преимущественно суглинистые равнины с плоским рельефом использова­лись под земледелие. Объясняется это в основном геоморфологическим строением. Молодые равнины обеспечивают, во-первых, благодаря господ­ствующему положению в рельефе дельтовых протоков и распределению уклонов самотечное орошение; во-вторых, естественное дренирование по­лей вследствие существования межрусловых понижений; в-третьих, воз­можность использования старых сухих русел под каналы и т. д.

Аральское море. История Аральского моря в антропогеновом периоде остается не совсем ясной, хотя за пределы этого времени она не выходит. Заложение Аральской впадины произошло еще в позднем плиоцене. Наход­ки лиманно-морских и озерно-лиманных осадков с апшеронской фауной моллюсков на острове Лазарева и в низовьях Амударьи позволяют дати­ровать впадину предакчагыльским и акчагыльским временем. Однако последующие эпохи не оставили на побережьях Аральского моря никаких следов существования тут морского бассейна. Лишь самые последние ста­дии развития бассейна, приходящиеся на голоцен, зафиксированы в мор­ских террасах и береговых линиях. Это наводит на мысль о сравнительной молодости современного Арала как крупного озерного водоема.

Развитие современного Аральского бассейна началось лишь с момента прорыва вод Амударьи через Заунгузское плато на север, т. е. в хвалынское время.

В позднехвалынское и послехвалынское время, когда основная масса вод Амударьи поступала в Сарыкамышское озеро и по Узбою стекала в Каспий, уровень Аральского моря, вероятно, был значительно ниже совре­менного. Поэтому на его побережьях не обнаруживаются береговые линии древнее голоценовых.

Прямыми свидетелями былых уровней древнего Арала являются мор­ские террасы, сложенные осадками с раковинами моллюсков Cardium edule L. Считается, что Cardium edule L. проник из Черного моря в Каспий и расселился в нем лишь в послехвалынское время, перед началом ново­каспийской трансгрессии. И в Аральском бассейне он не мог появиться раньше. Террасы с Cardium edule L. нередко изменяют свою высоту от мес­та к месту. В северном Приаралье они отмечаются на абсолютных отметках от 53 до 64 м. Разновысотные положения древнеаральских береговых линий на северном побережье расцениваются как следствие новейших тек­тонических деформаций.

На юго-восточном побережье осадки с Cardium edule L. глубоко внед­ряются в сушу по межгрядовым понижениям песков и лежат на 3,5-4 м выше уровня Арала. В тектоническом отношении это побережье более спокойно. Древняя береговая линия здесь всюду одновысотна.

Древнеаральские береговые линии отмечаются по расположению древ­них стоянок человека. По остаткам материальной культуры сравнительно легко определяется возраст трансгрессивных фаз. На северо-восточных бе­регах древнего Арала все стоянки относятся к культуре, которая датирует­ся III тысячелетием до н. э. Значительно моложе стоянки на юго-востоке. По определениям археологов, они характеризуют культуру VII-IV веков до н.э.

На этом основании, в частности, делается вывод, что древние трансгрес­сии Арала достигали своего максимального уровня не один раз, а по край­ней мере дважды: в бронзовый и железный века.

Колебания уровня Арала находятся в прямой зависимости от количе­ства поступающих в него вод из Амударьи и Сырдарьи. Имеющие леднико­вое питание, эти реки становятся более многоводными в эпохи потепления климата, когда происходит более интенсивное таяние горных ледников.

Почти полное использование в хозяйстве стока местных рек, в том числе Амударьи и Сырдарьи, приток которых в Арал в последние засушливые годы (1974-1976) уменьшился почти в 7-8 раз, привело к резкому сниже­нию уровня Аральского моря и сокращению его площади. В сентябре1976 г. уровень моря был более чем на 5 м ниже, чем в 1961 г., когда нача­лось его падение, а берега местами отступили на десятки километров (на­пример, на юго-востоке на 40-50 км) (А. С. Кесь, 1979). Сохранение этого уникального бассейна возможно только путем упорядочения дренажной и ирригационной сети, что может, однако, лишь временно задержать столь ка­тастрофическое падение его уровня. Но главный путь – это скорейшее дополнительное питание его сибирскими водами. Только переброска части стока сибирских рек позволит оросить до 26 млн. га новых земель, обес­печить устойчивые высокие урожаи разнообразных культур и значительно расширить и интенсифицировать животноводство.

Развитие природы в антропогене. Перед началом антропогенового перио­да наметилось разделение туранских пустынь на две подзоны — северную и южную. Продолжавшиеся в антропогене тектонический рост азиатских горных цепей, расширение суши и общее похолодание способствовали более широкому распространению внетропических пустынь за счет вытеснения субтропических пустынно-саванных ландшафтов.

С позднего плиоцена и до настоящего времени во многих районах пус­тынь шло формирование эолового песчаного рельефа, исходным материа­лом для которого служили преимущественно аллювиальные и частично коренные отложения.

Спорово-пыльцевые спектры Муюнкумов и Южного Приаралья для всех горизонтов отложений антропогенового возраста содержат подавляющее количество пыльцы полынно-солянковой и злаковой пустынной раститель­ности. В Прибалханском районе Западной Туркмении была обнаружена заметная примесь пыльцы древесных пород в некоторых пыльцевых спек­трах отложений верхнего плиоцена (апшерон) и первой половины плейсто­цена (каракумская свита). При этом основная масса пыльцы древесных пород очевидно характеризует более древние ландшафты Копетдага и Бал-хан, а не пустынных равнин Туркмении.

Исследование пустынной фауны Средней Азии позволило заключить, что она развивалась главным образом автохтонно, из местных очень древ­них пустынных очагов. Это также свидетельствует о длительном постоян­стве аридных условий на равнинах Турана.

Следует подчеркнуть, что подгорные лессовые толщи Средней Азии аккумулировались в течение всего антропогена без перерыва в аридных условиях. Признаки увлажнения климата в лессовой толще выражены очень слабо.

Вместе с тем известно, что на протяжении антропогена были временные ослабления аридности среднеазиатских пустынь. И. Г). Герасимов назвал их плювиальными эпохами. Он же подчеркнул, что их не следует рассматри­вать в буквальном смысле как эпохи повышенной дождливости. В плю­виальные эпохи на равнинах Турана сохранялись в основном пустынные ландшафты. Частично, однако, повышалась их обводненность за счет возрас­тания густоты и водности речной и озёрной сети, получавшей усиленное питание с прилежащих гор. Таким образом, смягчение аридности климата в указанные эпохи в основном объяснялось увеличением количества ат­мосферных осадков в горах и, вероятно, некоторым уменьшением испаряе­мости на равнинах.

По И.П.Герасимову, одна эпоха повышенной обводненности устанав­ливалась в позднем плиоцене и две — в антропогене. Первая эпоха обвод­нения в антропогене приходится на первую его половину. В это время вмес­то системы озер позднего плиоцена образовалась мощная и широкая раз­ветвленная речная сеть бассейнов Пра-Амударьи. Пра-Сырдарьи и других. Они по своим размерам, во много раз превосходили современные речные бассейны. Озерные бассейны и реки получали основное питание с гор. Предполагается также ослабление аридности и на равнинах. Само присут­ствие обширных открытых водоемов отражалось на повышении влажности местных воздушных масс в пустыне. Появление элементов лесной расти­тельности в западных районах Туркмении также расценивается как при­знак увеличения атмосферных осадков, небольшого похолодания и умень­шения испаряемости в Восточном Прикаспии.

Слабее выражена вторая, позднеантропогеновая эпоха повышенной об­водненности среднеазиатских пустынь. Ее свидетелями являются древние дельты Амударьи, Сырдарьи, Или и других рек, нередко в два-три раза превышающие по размерам современные, а также сухие долины Узбоя, ни­зовьев Зеравшана, Сарысу, Чу, следы озерных трансгрессий Балхаш-Ала­кульской и Сарыкамышской впадин.

Ритмические изменения увлажненности пустынь Турана рассматриваются как отголосок климатических перемен, неоднократно приводивших к раз­витию ледниковых покровов на северных равнинах Евразии и в горах. Ритмы увлажненность-аридность сочетались с более общим направлен­ным процессом похолодания и аридизации климата Средней Азии, нарастав­шим на протяжении периода. Во время голоцена произошли изменения в сторону ухудшения обводненности. В этой связи высказывались мнения и делались выводы о постепенном усыхании пустынь Средней Азии на про­тяжении исторического времени. Обосновывались эти выводы тем, что из­вестны следы большей обводненности в прошлом, встречаются среди пес­ков развалины городов и селений, заброшенные ирригационные системы, сухие русла. С нехваткой воды связывается гибель древних культур. С дру­гой стороны, развиваются представления и приводятся факты того, что из­менения климата пустынь в направлении его аридизации не происходят. Водность рек и озер Средней Азии не сокращается, а подвергается времен­ным многовековым и внутривековым колебаниям. Правильный ответ об изменениях обводненности Турана может быть дан только с учетом соци­ально-экономических фактов и исторических событий.