Природные достопримечательности Казахстана.

"Как реализовать мечту?"
Принцип первый: родись путешественником и реализуй свою мечту детства, путешествуй по горам и весям.
Принцип второй: найди друзей-единомышленников – таких же любителей путешествий.
Принцип третий: инициатива в твоих руках, не жди предложений для путешествий, организуй его сам.
Принцип четвертый: в путешествии будь активен и любознателен, старайся получить максимум географических знаний о местности, по которой путешествуешь.
Принцип пятый: поделись своими впечатлениями о путешествии со своими друзьями, постарайся сделать хорошую презентацию или написать очерк.
Принцип шестой: не останавливайся на достигнутом, планируй новое путешествие»

Геологические туры по Актюбинской области.

Территория Актюбинской области расположена на стыке трех крупных геологических структур: Русской платформы, Туранской плиты и Уральской горно-складчатой области и имеет сложное тектоническое и геологические строение.
В центральной части области расположена Уралтау-Мугалжарская складчатая область, на западе - Актюбинский переклинальный прогиб и восточный борт Прикаспийской впадины с широко развитой соляной тектоникой, на востоке – обширный Тургайский прогиб, в юго-восточной части – зона унаследованных меридиональных структур Северного Приаралья. В пределах области распространены различные по возрасту и генезису породы – от метаморфических протерозойских до осадочных современных.
Согласно геоморфологическому районированию Казахстана, территория Актюбинской области относится к Урало-Эмбинскому денудационному плато, денудационным равнинам Зауралья и Мугалжар, Тургайской структурно-денудационной столовой равнине, структурно-денудационной и аккумулятивной равнинам Северного Приаралья и структурно-денудационному плато Устюрт. Рельеф наиболее приподнятой части Западных Мугалжар, представленной меридионально вытянутымих грядами или группами параллельных гряд главного Мугалжарского и Жангалинского хребтов, сложенных в основном эффузивами среднего палеозоя.
Зона низкогорья имеет отчетливый западный, в среднем стометровый уступ, совпадающий с активными в новейшее время разломами. Не менее отчетлива и северная граница низкогорья с равнинами орской депрессии.
Низкогорье Западных Мугалжар представляет собой пример прямой морфоструктуры. Главный хребет соответствует Бохтыбайской и Жамантауской антиклиналям, а Жанганинский - одноименной. Межхребтовые и межгривные понижения, имеющие форму широких плоскодонных долин, приурочены обычно к синклиналям.
Практически все послепалеозойское время Западные Мугалжары являлись областью сноса, испытавшей значительно большее суммарное поднятие, чем Восточные Мугалжары. Вероятно, здесь, как и на Урале, могли формироваться поверхности выравнивания различного возраста.
Современный рельеф - это результат новейшего, послепалеогенового этапа поднятий и соответствующей денудации. Наиболее интенсивный размыв произошел в среднем плиоцене, когда даже на Северном Устюрте отлагался аллювий уральского состава.
Следующий этап активной эрозии - средне-позднечетвертичное время, период формирования современной гидросети. Речные долины Западных Мугалжар в межгрядовых понижениях имеют поймы и один-два надпойменных уровня, что свидетельствует о неоднократных тектонических импульсах.
В южной части Мугалжар низкогорье обрамлено холмистым рельефом, развитым на рыхлых, преимущественно глинистых породах мела и палеогена. Это обрамление было вовлечено в общее поднятие и затем интенсивно расчленено после раннемиоценовой планации рельефа, равно как и возвышенность Шошкаколь.
Шошкакольские «горы» - южная оконечность Мугалжар, где породы складчатого фундамента погружены, а в своде одноименной, меридионально вытянутой мегантиклинали выведены на дневную поверхность глины континентального нижнего мела.
На крыльях структуры, сложенных более устойчивыми известняковыми и песчаниковыми породами верхнего мела, возникли куэстовые гряды, с запада и востока обрамляющие «горы». По глинам свода развит холмистый рельеф (высоковолнистая равнина) с относительными превышениями не более 50 м, но с самой высокой отметкой Южного Примугалжарья (г. Музбель - 404 м). Основное поднятие возвышенности Шошкаколь произошло в до четвертичное время, как и образование чинка Шагырайского плато (высота до 160 м), бронированного ожелезненными песчаниками палеогена, а также чинков Устюрта, к которым прислонены акчагыльские и бакинские отложения.
В поверхность волнистой равнины между Шагырайским чинком и восточной подошвой Шошкакольской возвышенности врезана долина р.Шаган с двумя поздне-четвертичными  надпойменными террасами.
Нагорная равнина или плато - наиболее приподнятые участки Орь-Илекской возвышенности, располагающиеся на отметках 350 - 351 м. Это низко-волнистый пенеплен, срезающий складчатые осадочные, вулканогенные, метаморфические и интрузивные породы   до палеозоя и палеозоя.  
Относительная высота полого-наклонных (5 - 10°) возвышенностей составляет 5 - 25 м и очень редко 25 - 50 м, например в районе г. Хромтау. Уровень этих максимальных превышений соответствует фрагментам позднемезозойской поверхности выравнивания, фиксированной корой выветривания.
Основная нижележащая поверхность выработана в эоценовое время и, скорее всего, синхронна структурным равнинам в верховьях рек Илек и Жем, которые бронированы окварцованными песчаниками верхнего эоцена.
Следующие этапы планации имели место в миоцене и верхнем плиоцене за счет делювиально-пролювиальной и озерной аккумуляции в понижениях рельефа. Значительные по амплитуде  теотектонические поднятия привели к тому, что глубина вреза современной гидросети составляет до 100 м на юге пенеплена и до 200 м на его севере и северо-западе.
На востоке Орь-Илекская возвышенность граничит с денудационными и аккумулятивными равнинами мезозойской Орской депрессии, которая вытянута меридионально к северу от хребтов Западных Мугалжар. Ширина депрессии от 30 км на юге, до 50 км у границ Казахстана.
Ее западная часть – Кирчильдинский и Орский грабены, ограниченные меридиональными разломами, а восточная – прогиб, известный на Южном Урале как Яицкий. Их разделяет Катынадырская мег-антиклиналь. В строении поверхности депрессии участвуют угленосные глины юры, преимущественно песчанистые морские и континентальные отложения мела и палеогена, глинистые и песчано-глинистые озерные отложения неогена.
Участки с сохранившимся от последующего размыва покровом глин и суглинков верхнего плиоцена – нижнего плейстоцена рассматриваются как фрагменты аккумулятивной равнины. В остальных случаях – равнина денудационная на рыхлом основании.
Особенностью геоморфологического строения Восточных Мугалжар является ярусность рельефа. Верхняя, позднемезозойская поверхность выравнивания, фиксированная корой выветривания, располагается на абсолютной высоте 350 - 400 м.
За счет ее размыва сформирован ярус на абсолютной высоте 290 - 340 м, где залегают отложения олигоцена. В пределах 240 - 300 м абсолютной высоты, развита денудационная поверхность с пятнами песчано-глинистых отложений позднего миоцена – раннего плиоцена. И вдоль современных долин, на абсолютной высоте 180 - 250 м, прослеживается преимущественно аккумулятивная поверхность акчагыльского времени, которая соответствует днищам древних долин и частично погребена под четвертичными отложениями.
Денудационный рельеф Восточных Мугалжар формируется длительное время в относительно спокойных тектонических условиях, что способствует сохранению геоморфологических  элементов       различных эпох. Наиболее активное рельефообразование относится к позднему миоцену, раннему и особенно среднему плиоцену.
Тогда на фоне сводового поднятия Урала произошло перераспределение речной сети на его восточном склоне – она сменила меридиональное направление на широтное. В последующем этапы аккумуляции и денудации не были столь выраженными и существенно не изменили основной облик рельефа.
Пенеплен Восточных Мугалжар постепенно переходит в Замугалжарский откопанный пенеплен верховьев р.Иргиз. Эта почти предельная равнина с редкими низковолнистыми участками и  тдельными останцовыми куполовидными холмами нередко сложена корой выветривания складчатых пород палеозоя.
В конце миоцена и первой половине плиоцена, а затем в верхнеплиоцен-раннечетвертичное время здесь аккумулировались отложения субаквального и субаэрального рядов аналогично соседним районам Торгая.
Четвертичные поднятия активизировали процессы денудации, главным образом, эрозию, в результате чего начала обнажаться поверхность древнего пенеплена, причем на отдельных участках была смыта и кора выветривания.
Поверхность Замугалжарского пенеплена плавно снижается на юг и восток от 380 - 350 м до 250 - 230 м. Современная гидросеть имеет широкие слабовыраженные долины (р. Иргиз с притоками), в которых помимо низкой и высокой пойм отмечаются две надпойменные террасы средне- и поздне-четвертичного возраста.
Урало-Эмбинское денудационное плато на западе граничит с Прикаспийской низменностью, на юге – с плато Устирт, а на востоке – с Мугалжарским низкогорьем, возвышенностями Шошкаколь и Шагырайским плато. Геоморфологические границы не совпадают с принятым геологическим районированием.
В структурном отношении описываемое плато охватывает восточную часть Прикаспийской синеклизы с характерными признаками проявления соляной тектоники, часть Предуральского краевого прогиба, где мощная осадочная толща (до 10 км) верхнего палеозоя перекрыта почти горизонтальными отложениями мезозоя и кайнозоя, и юго-восток Предустиртской равнины, некогда составлявшей единое целое с Устюртским плато и соответственно принадлежащей Туранской плите.
В геологическом строении поверхности Урало-Эмбинского или Подуральского денудационного плато участвуют, главным образом, глинистые и песчано-глинистые породы мезозоя и кайнозоя. Общее положени отложений отмечается в направлении на северо-восток.
Если на юге и западе встречаются обширные поля палеоцена и эоцена, то на большей части плато преобладают отложения верхнего мела, которые к северо-востоку сменяются нижнемеловыми, а в бассейне р. Илек даже юрскими.
На сводах многочисленных соляных куполов обычно вскрыты породы более древние, чем на окружающих меж-купольных понижениях. Из отложений неогена, встречающихся на водоразделах, можно отметить ракушечники сармата на Эмба-Сагизском междуречье и небольшие пятна континентальных красноцветных глин миоцена.
В древних долинах западной части широко развиты акчагыльские глины с прослоями песков. На склонах Общего Сырта известны глины и лессовидные суглинки. Последние, являющиеся верхней пачкой сыртовой толщи, известны и к югу от широтного отрезка долины р. Жайык  (Урал).
Четвертичная аккумуляция происходит преимущественно на склонах плато и в долинах рек, в связи с чем аккумулятивный рельеф имеет в пределах плато подчиненное значение. Среди аккумулятивных равнин наиболее широко развита наклонная делювиально-пролювиальная равнина «Предсыртового уступа».
В северной половине района она начинается от подошвы высоких (30 - 80 м) денудационных уступов плато и полого, под углом в первые градусы, опускается к поверхности морской равнины Прикаспийской низменности или долинам рек Жайык и Илек.
Вдоль южных склонов Общего Сырта полоса делювиально-пролювиальной равнины имеет ширину около 10 км, а на западных склонах Подуральского плато (Зауральские Сырты) еще больше – до 30 км. Слагающие равнину супеси и суглинки с примесью несортированных песков, гальки и щебня с размывом лежат на различных породах мела, палеогена, а также на акчагыльских и сыртовых глинах верхнего плиоцена.
Поэтому началом их накопления считается раннечетвертичное время. С другой стороны, в этих отложениях на абсолютной высоте +50 м раннехвалынским морем выработаны сохраняющиеся поныне абразивные уступы высотой до 5 - 10 м.
Иными словами, поверхность делювиально-пролювиальной равнины была сформирована к хвалынскому времени. В последующем накопление субаэральных осадков продолжалось, но заметно  активизировались эрозионные процессы, в результате которых равнину расчленили овраги глубиной 3 - 5 м, и даже 10 - 12 м.
Существующие наряду с оврагами выположенные балки  свидетельствуют о более древних этапах эрозии. На «водораздельных» участках равнины местами  отмечаются невысокие (до 10 м) пологосклонные возвышенности, скорее всего эрозионного происхождения, прикрытые «плащом» склоновых отложений.
Относительно небольшие по площади делювиально-пролювиальные равнины занимают склоны речных долин и отдельные депрессии в пределах самого плато. С береговой границей  раннехвалынского моря в его максимальную стадию связано образование древних аллювиальных и аллювиально-дельтовых равнин.
Они известны на Предустюртской части района, южнее современной долины р.Жем, к северу от современной долины р.Ойыл и в бассейне р.Калдыгайты. Располагаются на отметках 50 - 80 м и слабо наклонены в сторону Прикаспийской низменности.
На поверхности равнин заметны следы древних, ныне отмерших проток, придающие ей слегка волнистый (до 3 - 5 м) облик. Начало формирования равнин установить трудно, видимо, аллювий отлагался уже в раннечетвертичное время реками бакинского бассейна.
Верхний возрастной предел определяется по абразионному уступу, который выработан раннехвалынским морем. На севере Подуральского плато встречаются плоские фрагменты озерно-аллювиальных равнин верхнего плиоцена. Они приурочены к локальным тектоническим понижениям, заполнявшимся в период поздне-плиоценовой планации рельефа рыхлыми песчано-глинистыми отложениями, содержащими малакофауну.  Более молодые, четвертичные, незначительные по площади аккумулятивные озерные и озерно-аллювиальные равнины распространены и на юге плато.
Эоловый рельеф района связан только с аккумулятивными поверхностями и представлен низкими, полузакрепленными песками. Преобладают бугры высотой до 10 м, реже встречаются мелкие барханы и небольшие гряды.
Время формирования эоловых массивов определяется по началу перевевания песчаных отложений: на поверхности поздне-четвертичных речных террас оно может быть голоценовым, а на участках субаквальных и субаэральных равнин, формирующихся с раннечетвертичного времени, могло начаться в одну из аридных эпох среднего плейстоцена.
На поверхности плато эоловые массивы указывают на положение древних долин, например, меридиональная полоса песков в верховьях современных рек Утва и Калдыгайты, где и сейчас перевеваются аллювиальные отложения ранне- и средне-четвертичного возраста.
Денудационный рельеф на преобладающей части Урало-Эмбинского района тесно связан с соляно-купольной тектоникой, которая на фоне общего поднятия создала многочисленные первичные неровности, обнажила породы различной устойчивости и определила план эрозионной сети.
В северной, примугалжарской и предустюртской частях района, где соленосные отложения имеют незначительную мощность, либо вовсе отсутствуют, а мезозой-кайназойские отложения залегают почти горизонтально, рельеф имеет однородное строение.
Наиболее высокое положение в рельефе занимают пластово-горизонтальные или структурные денудационные равнины, обычно расчлененные на ряд отдельных массивов столового облика. Их плоская, редко слабоволнистая поверхность ограничена четкими денудационными уступами, крутизна которых зависит от литологии слагающих пород.
На юге Общего Сырта, где субстратом структурных равнин служат преимущественно мергель-глинистые отложения верхнего мела и песчано-глинистые породы палеоцена и эоцена, уступы высотой 20 - 40 м обычно выположены и плавно переходят в Предсыртовую равнину.
В Западном Примугалжарье поверхность равнин часто бронирована довольно плотными опоковидными песчаниками нижнего эоцена и кварцитовидными песчаниками верхнего эоцена. В этих случаях структурно-денудационные уступы имеют большую крутизну, а два бронирующих горизонта нередко придают рельефу равнины ярусное строение.
Например, в верховьях рек Жем и Темир можно видеть три ступени равнин, отделенных друг от друга уступами, высотой 30 - 50 м. Аналогичные структурные столовые массивы имеются и на юге района, но здесь бронирующим горизонтом служат ракушечники сармата.
Примером столовых останцов, отторгнутых от плато Устюрт, могут служить плосковершинная возвышенность Жельтау (площадь около 100 км2) и гряда Актолагай (более 300 км2), причем последняя расположена в 70 км севернее чинков Устюрта.
На Пред устюртской равнине местами наблюдается холмистый рельеф, напоминающий низкий мелкосопочник Центрального Казахстана, но сложенный рыхлыми породами (например, в урочище Ширкала). Это результат нисходящего развития некогда возвышенного участка структурной равнины.
Практически три четверти территории Урало-Эмбинского междуречья занимает денудационная равнина, строение поверхности которой определяется сложным сочетанием соляных куполов и разделяющих депрессий.
Остальные структуры проявляются в рельефе косвенно, влияя на рисунок эрозионной сети. Лишь в редких случаях (3%) солянокупольные структуры не находят выражение в рельефе. Обычно так бывает на отдельных небольших участках аккумулятивного рельефа, но в целом мощность четвертичного покрова на плато, как отмечалось, незначительна.
Денудационный рельеф водораздельных пространств представляет собой чередование горизонтальных и наклонных поверхностей, большей частью бронированных относительно плотными ожелезненными песчаниками.
Горизонтальные поверхности структурно соответствуют межкупольным понижениям, либо сводам крупных брахиантиклиналей. На крыльях куполов устойчивые пласты образуют наклонные поверхности, нередко имеющие форму куэст, пологие склоны которых совпадают с падением крыльев куполов, а крутые (20 - 40°) - обращены к их сводам.
Когда в разрезе субстрата наблюдается частая смена горизонтов различной устойчивости, над сводами соляных куполов возникают куэсты со ступенчатым склоном, или целая система коротких куэст.
Высота куэст составляет 20-30 м, реже до 50 м, поэтому их можно отнести к классу низких холмов. Чем активнее купол, тем более древние породы обнажаются на его своде, и если это глинистые породы нижнего мела или юры, то собственно сводовая часть купола понижается относительно куэстовых гряд.
В случае разрушения куэст многочисленными сбросами могут образоваться небольшие участки конических и куполовидных холмов высотой 20 - 50 м. Аналогичный холмистый рельеф иногда формируется за счет разрушения возвышенных горизонтальных поверхностей.
Речные долины. Долины р.Урал (Жайык) (отрезок широтной части) и его притоков - рек Кобда, Илек, а также стекающих непосредственно в Прикаспийскую низменность - Калдагайты, Ойыл, Сагыз и Жем - хорошо разработаны и достигают в ширину нескольких километров, что объясняется их приуроченностью на своей большей части к древним врезам.
Четвертичный аллювий в своих русловых фациях представлен разнозернистыми косослоистыми песками и супесями с гравийно-галечными линзами и прослоями. В пойменных фациях преобладают лессовидные суглинки.
Литологический состав аллювия зависит от местных коренных пород. В долинах Уральского бассейна наблюдаются аккумулятивные низкая (высотой до 2,5 м) и высокая поймы, иногда двух уровней ( до 3 - 5 и 5 - 8 м), и до пяти надпойменных террас.
Террасы современных долин Жайыка и его притоков тесно связаны со стадиямихвалынских трансгрессий Каспия, и наряду со вложенными имеют место и наложенные террасы. Различная высота их уступов может зависеть от локальной активности соляных куполов.
Аналогичная картина наблюдается и в долинах Ойыла, Сагыза и Жем. Здесь позднехвалынская первая надпойменная терраса высотой от 3 - 4 м в низовьях до 5 - 6 м в верхнем течении нередко имеет два уровня, особенно вблизи бывших устьев рек.
Вторая надпойменная терраса высотой от 6 - 7 до 10 - 12 м обычно локальна. Террасы этих долин зачастую эрозионные, особенно при пересечении сводов соляных куполов или на спрямленных отрезках, соответствующих разрывным тектоническим нарушениям.
Рельеф района начал формироваться в конце палеогена, с наступлением континентального режима. Об этом свидетельствуют остатки песчаных аллювиальных отложений верхнего эоцена и олигоцена на вершинах столовых возвышенностей в Примугалжарской части плато.
В начале миоцена на территории плато преобладали денудационные процессы, и только в конце среднего миоцена его юно-западные районы были залиты сарматским морем. На остальной части плато в это время продолжалась планация рельефа.
В конце миоцена и нижнем плиоцене интенсивное общее поднятие территорииусилило локальные движения, обусловленные соляной тектоникой. Денудационные процессы достигали своего максимума, значительный эрозионный срез обнажил устойчивые породы палеогена и мела и способствовал формированию структурных поверхностей.
Позднеплиоценовое погружение Прикаспийской низменности захватило и западную часть Подуральского плато. Акчагыльская трансгрессия распространилась не только по склонам плато, но и вторглась в его пределы на участках современных долин рек Жайык, Кобда, Ойыл, Сагыз и Жем.
Прилегающая суша тогда являлась слабоволнистой равниной, на которой шла замедленная денудация, а в понижениях аккумулировались делювиальные и аллювиальные отложения небольшой мощности.
Покровные суглинки и галечники этого времени ограниченно сохраняются вблизи древних границ акчагыльского моря. Наступление в конце плиоцена – начале четвертичного периода нового общего поднятия территории вновь активизировало процессы денудации.
Произошло заложение основных водных артерий района, план которых в последующем существенно не изменился. В Бакинское и хазарское время денудация была энергичной только на участках активной соляной тектоники.
В понижениях рельефа, в долинах и на склонах водоразделов осуществлялась аккумуляция рыхлых толщ. К стадии максимума нижнехвалынской трансгрессии Каспия уже сформировались  аелювиально-пролювиальные и аллювиальные равнины у западных границ плато.
В позднечетвертичную    эпоху    начали    преобладать    процессы    аридной    денудации, перевевались песчаные рыхлые толщи, сократилась склоновая аккумуляция, а в долинах рек образовались уступы второй и первой надпойменных террас.
Аридная денудация продолжалась и в голоцене. Торгайская столовая страна представляет собой субмеридиональный прогиб в палеозойском складчатом фундаменте эпигерцинской платформы, которая выходит на поверхность по западной и восточной окраинам прогиба, где палеозойский фундамент постепенно погружается под заполнившие его более молодые не дислоцированные отложения.
В структурном отношении рассматриваемая территория принадлежит Туранскойплите и сложена двумя резко отличающимися комплексами пород: дислоцированными докембрийскими и      палеозойскими породами, слагающими фундамент; почти горизонтально залегающими мезо-кайнозойскими осадками, образующими платформенный чехол.
Складчатый фундамент состоит из докембрийских образований и достоверно установленных отложений всех систем палеозойской группы, охарактеризованных фауной и флорой. Значительное место в нем занимают интрузивные породы.
В разрезе платформенного чехла по условиям залегания выделяются два различных комплекса образований. Первый из них представлен локально развитыми эффузивными и осадочными отложениями нижнего - среднего триаса, а также континентальными угленосными отложениями верхнего триаса и юры, выполняющими грабены на поверхности складчатого фундамента.
Второй комплекс составляют меловые и кайнозойские осадки.
Его нижние горизонты сложены континентальными песчано-глинистыми отложениями нижнего мела, на них залегают морские песчаные и глинистые осадки верхнего мела и нижнего - среднего палеогена.
Верхние горизонты платформенных образований представлены континентальными отложениями среднего - позднего олигоцена и осадками неогеновой и четвертичной систем. При увеличении глубины залегания поверхности складчатого фундамента мощность осадочного чехла возрастает.
В краевых частях Торгайского прогиба - западной и крайней восточной - она изменяется от нескольких метров до 100 м; в северной - увеличивается до 200 м, а в отдельных грабенах достигает 600 м; на юге, на территории Южно-Торгайской впадины - 1700 м, местами и более.
В плиоцене и четвертичном периоде в результате новейших тектонических движений в условиях семиаридного климата был сформирован современный рельеф Торгайской столовой равнины. Отложения палеогена залегают на поверхности либо перекрыты маломощным (1,0 - 1,5 м) чехлом четвертичных образований и представлены глинами, опоками, аргиллитами, алевролитами, песками.
Мощность до 100 м. Палеоценовые отложения представлены преимущественно глинами с прослоями песков и песчаников. Эоценовые отложения распространены широко и содержат фораминиферы, моллюски, радиолярии.
Нижнеэоценовые отложения представлены зеленовато-серыми карбонатными глауконит-кварцевыми песчаниками, реже песками с мелкими желваками фосфоритов и прослоями глин. Континентальные отложения нижнего миоцена залегают с размывом на палеогене, образуя водоразделы между долинами Юго-Западного Торгая.
Представлены они косослоистыми кварцевыми песками с линзами и прослоями гравия, галечника, железистых песчаников и конгломератов. Неогеновая система представлена нерасчлененными верхне-миоцен-плиоценовыми верхнеплиоцен-нижнечетвертичными отложениями.
Они выполняют древнюю эрозионную долину, совпадающую с современной долиной реки Ыргыз, обнажаясь на ее бортах, а также приурочены к вытянутым древним долинам. Представлены неогеновые отложения глинами, песком, супесями, суглинками.
Мощность отложений 22 - 35 м. Четвертичные отложения распространены широко и представлены следующими генетическими типами: речными, озерными, озерно-речными (озерно-ллювиальными), эоловыми. Они слагают поймы и террасы рек, озер, массивы песков.
Современные отложения слагают поймы и выстилают русла рек и представлены аллювиальными отложениями высокой и низкой пойм, озерными и эоловыми образованиями. Аллювиальные отложения пойм литологически представлены средне- и мелкозернистыми глинистыми песками, супесями, суглинками.
Мощность отложения 5 - 7 м. Озерные отложения слагают днища многочисленных озерных котловин и представлены глинами, алевролитами, мелкозернистыми песками. Мощность отложений не более 3 м.
Эоловые отложения приурочены к массивам бугристых песков и котловинам выдувания. Они образовались за счет развевания аллювиальных отложений I, II и III надпойменных террас. Представлены песками, мощность 5 - 10 м.
Поверхность песчаных массивов бугристая, грядово-бугристая, ячеистая, барханная, дюнная, закрепленная или полузакрепленная растительностью. В течение палеозоя и нижнего мезозоя геотектонический режим территории Торгайского прогиба был относительно спокойным.
В средней юре наметилась тенденция к опусканию района; грабены фундамента были выполнены отложениями юры. В меловое время район  погружался  более  интенсивно, что  привело  к  заложению  Торгайского прогиба как тектонической депрессии, расположенной между Уральской и Казахстанской складчатыми областями и протягивающейся в меридиональном направлении более чем на 600 км при ширине 300 - 400 км.
В результате длительной денудации в мезозойское и палеогеновое время древние складчатые сооружения, обрамляющие прогиб, были существенно снивелированы, и на их месте образовались цокольные равнины – пенеплены.
Торгайский прогиб в ту пору являлся областью активной аккумуляции. Его центральную часть заполнили почти горизонтально залегающие мезозойские и кайнозойские преимущественно морские отложения, мощностью до 300 м в северной и более 800 м в южной части.
С конца раннего олигоцена началось общее поднятие территории прогиба и смежных областей, способствовавшее регрессии палеогенового морского бассейна, развитию гидросети и расчленению равнины, сложенной глинами чаганской свиты.
В среднем и верхнем олигоцене на фоне значительных поднятий Урала и Центрального Казахстана Торгайский прогиб являлся пониженной равниной, где накапливался грубообломочный песчано-галечный материал, приносимый из областей, обрамляющих прогиб.
Со второй половины позднего олигоцена и на протяжении всего миоцена и раннего плиоцена весь Торгайский прогиб занимали обширные мелководные бассейны, в которых аккумулировались  каолинитовые глины наурзумской свиты верхнего олигоцена и монтмориллонитовые глины миоцена.
С позднего миоцена начался новый этап общих поднятий Торгайского прогиба и его обрамлений. Амплитуда и скорость этих колебательных движений были неодинаковыми для различных участков. Торгайский прогиб воздымался значительно медленнее интенсивно поднимающихся областей Урала и Центрального Казахстана. В нижнем и среднем плиоцене в пределах прогиба преобладала аккумуляция озерных, аллювиально-озерных и делювиальных отложений.
Во второй половине среднего и в позднем плиоцене вследствие более быстрого поднятия территории прогиба произошли осушение озерных бассейнов и оживление эрозионной деятельности. Общее воздымание Тургайского прогиба в конце раннего плейстоцена привело к осушению озерных бассейнов, заложению основной гидросети района и денудации поднятой аккумулятивной равнины.
В течение среднего и верхнего плейстоцена в результате проявления новейших тектонических движений в условиях семиаридного климата, периодически испытывающего влияние оледенений Западной Сибири, сформировался рельеф Торгайской столовой равнины, характеризующийся широким развитием ступенчатых денудационных и аккумулятивных равнин.
Образовались три надпойменные террасы в долинах современных рек. В голоцене сформировались два пойменных уровня. У исследователей до сих пор нет единого мнения о генезисе ступенчатого рельефа Торгайских равнин.
По И.П.Герасимову «столово-останцовый» рельеф Торгая мог образоваться лишь за счет глубокого эрозионного расчленения реками более полноводными, чем современные, в условиях гумидного климата. Ими вынесены огромные массы осадков, некогда слагавшие пониженные участки между останцами.
Крутые склоны долин формировались во вторую стадию развития рельефа – аридную, когда существенное значение среди факторов рельефообразования имели плоскостной смыв и дефляция. Большинство исследователей сходятся во мнении, что образование ярусного рельефа Торгая обусловлено проявлениями неотектонических движений на протяжении всего четвертичного периода. Структурно-денудационная и аккумулятивная равнины Северного Приаралья охватывают прилегающие с севера к Аральскому морю структурно-денудационные и аккумулятивные равнины, к которым на севере и востоке примыкает Торгайская столовая страна, а на западе – плато Устюрт.
В структурном отношении территория составляет часть Туранской плиты и сложена двумя резко отличными комплексами пород: сложнодислоцированными докембрийскими палеозойскими породами и почти горизонтально залегающими мезозой-кайнозойскими отложениями платформенного типа.
По данным бурения и геофизики, палеозойский фундамент залегает глубоко под мощным (до 3000 м) покровом рыхлых отложений. У него сложное строение, так как описываемый район располагается на стыке крупных складчатых структур: Урала, Центрального Казахстана и Западного Тянь-Шаня.
В Приаралье выделяется Восточно- Уральская (Ыргызская) структурная зона, сложенная в основном нижнепалеозойскими породами (углистые и кварцево-серицитовые сланцы, туфы). Восточнее и юго-восточнее указанной зоны прослеживается Арало-Казалинская зона, образованная метаморфизованными осадками среднего и верхнего палеозоя.
Разрез платформенных отложений условно делится на три части. Нижнюю часть слагают триасовые отложения (аргиллиты, алевролиты и песчаники) мощностью до 400 м и юрские осадки (глины, пески, песчаники) – от 200 до 1800 м.
Среднюю часть образуют породы мела, слабо дислоцированные на севере района и более спокойно залегающие южнее Сырдарьи. Они представлены преимущественно пестроцветными и красноцветными осадками неокома, апта, Альб-сеномана, турона и сенона (глины, пески, песчаники, алевролиты, реже гравелиты) общей мощностью более 1000 м.
Верхнюю часть разреза платформенного чехла слагают палеогеновые отложения мощностью около 200 м, неогеновые – до 60 м и четвертичные – не более 70 м. Палеогеновые отложения преимущественно морские, среди них палеоценовые осадки (алевролиты, кварцево-глауконитовые пески, песчаники, пески, глины и мергели) развиты локально, а эоценовые и нижнеолигоценовые (известняки, мергели, известковистые алевролиты, кварцево-глауконитовые пески и песчаники, глины) распространены повсеместно. Неогеновые отложения распространены незначительно и сложены преимущественно глинистыми осадками аральской свиты нижнего-среднего миоцена и песчано-глинистыми отложениями  ерхнего плиоцена.
Четвертичные отложения Северного Приаралья представлены, в основном, аллювиальными, озерно-аллювиальными и эоловыми фациями. Характерной особенностью рельефа Северного Приаралья является почти полное отсутствие рыхлых отложений в понижениях рельефа, разделяющих останцы пластовых плато.
Значительную площадь в Ыргыз-Шалкарском районе занимают песчаные массивы Большие и Малые Барсуки и аллювиальная равнина. Аллювиальная равнина располагается в широкой субмеридиональной низине, пересекающей с севера на юг центральную часть территории описываемого района.
Равнина почти полностью совпадает с древней долиной субмеридионального направления. Ее абсолютная высота изменяется от 160 м на севере до 80 м на юге. Вся поверхность равнины сложена песками верхнеплиоценового, нижне-среднечетвертичного возраста и преобразована эоловыми процессами. На равнине очень часто встречаются эоловые бугры, реже – гряды высотой до 5 - 7 м. В юго-восточной части Ыргыз-Шалкарского района эоловые процессы протекали интенсивно, что привело к образованию песчаных массивов Большие и Малые Барсуки.
По своей морфологии они близки, характеризуются бугристо-ячеистыми формами с глубиной расчленения до 20 м. Вершины отдельных бугров имеют максимальные для аккумулятивной равнины абс.выс. – 150 - 170 м.
Ячеи глубокие (15 - 20 м), но сравнительно узкие (до 10 - 30 м). Песчаные массивы имеют субмеридиональное протяжение, что связано с простиранием антиклинальных структур, в сводовых частях и крыльях которых на поверхность выведены легко подвергающиеся развеванию песчаные толщи различного возраста.
Начало формирования рельефа Северного Приаралья относится к концу раннего миоцена. В то время район в основном освободился от морских вод и представлял собой равнину, сложенную мощными толщами пресноводных и солоноватоводных осадков преимущественно миоценового возраста.
Эта равнина и была исходной поверхностью для выработки современного рельефа. В результате активных неотектонических движений в раннем и среднем плиоцене сформировался структурный план района.
Вследствие интенсивного расчленения и размыва поверхности описываемая территория преобразовалась в расчлененную денудационную равнину со столово-останцовым рельефом. В условиях климата более влажного, чем современный, была заложена эрозионная сеть, реликты которой сохранились на поверхности равнины в виде вытянутых ложбин. В конце позднего плиоцена на месте нынешнего Аральского моря возник бассейн.
Формирование Аральской впадины началось с разрушения известнякового покрова сарматских отложений в зонах поднятий, где он был наименее мощным. Впадина образовалась в результате деятельности процесса денудации, локализация которых была предопределена тектоническими особенностями района.
К началу позднего плиоцена она имела облик, близкий к современному. В верхнеплиоценовое и ранне-среднечетвертичное время в пониженных участках территории, вероятно, накапливались озерно-аллювиальные осадки.
Сформировалась аллювиальная равнина, сложенная песками и приуроченная к долинообразной низине, пересекающей район с севера на юг. Аридный климат во второй половине четвертичного времени способствовал интенсивной ветровой переработке этой песчаной равнины с образованием эоловых форм рельефа.
Началось перевевание песчаных толщ мела и палеогена и формирование массивов эоловых песков (Приаральские Каракумы, Большие и Малые Барсуки). Процессы дефляции не затухали на протяжении всего четвертичного периода.
В пределах области располагается структурно-денудационное плато Устирт - часть Северного Устирта. Поверхность плато, ограниченная отчетливыми чинками, непосредственно отражает геологическую структуру района благодаря многометровой бронирующей толще известняков среднего сармата и нижнего понта.
В топографии района вырисовываются Северо-Устиртский прогиб (абс.выс. в осевой части менее 100 м). В рельефе плато преобладает плоская, местами слабонаклонная равнина, осложненная блюдцеобразными западинами карстового происхождения.
Равнина наиболее расчленена на склонах Северо-Устюртского прогиба, осевая часть которого представляет собой ряд бессточных впадин. Их днища, занятые ссорами Косбулак, Асмантай, Сам и Каратюлей, соответствуют тектоническим мульдам, осложняющим осевую часть прогиба.
Считается, что цепь понижений по оси Северо-Устюртского прогиба – это реликты древней долины, связанной в среднем плиоцене с гидросетью Северного Приаралья. Прослои в глинах песчано-гравийно-галечного материала, обнажающиеся в районе котловин Косбулак и Донгелексор и вскрытые скважинами в других местах долины, скорее всего субаквальные. То обстоятельство, что в составе галек из известняков сармата и понта (90%) встречаются окатанные обломки кварца, кварцитов, пород «уральского типа», подтверждает это предположение.
Долина имела несколько разветвленных притоков, главным образом с северной стороны. За счет развевания озерно-аллювиальной, условно средне-плиоценовой толщи на участках, где ее разрез был преимущественно песчаным, возникли крупные эоловые массивы Сам, Асмантай и др.
Пески низкобугристые, полузакрепленные. Исключительно своеобразной формой рельефа, своего рода геоморфологическим феноменом, являются чинки Устирта. Относительные высоты северных чинков составляют 100 - 150 м, и лишь в районе причленения к Устирту Шагырайского плато они снижаются до 50 м.
Высота северо-западных и западных чинков нередко более 200 м, а там, где увал Музбель обрывается к карынжарыкским сорам – 370 м. Как правило, верхняя часть чинков, срезающая  ронирующую плиту, отвесная или даже нависающая (высота 20 - 70 м).
Строение нижней различное. На севере – это выположенный уступ со сплошным пролювиальным шлейфом у подошвы, изрезанным мелкими эрозионными бороздками. На северо-западе – нередко ступенчатый за счет крупных оползших и осевших блоков, с абразионным уступом в нижней полосе или причлененными аккумулятивными валами раннехвалынского моря.
На западе – зачастую в предчинковой полосе шириной до 1-3 км сформирован причудливый разноцветный овражно-оползнево-останцовый рельеф, местами типичный бедленд. Плановое очертание чинков тесно связано с особенностями геологического строения района.
Северные чинки в целом проходят по полосе флексурных перегибов верхних слоев платформенного чехла, соответствующих глубинным разломам. Изгибы чинков обусловлены локальными тектоническими структурами: «заливы» вглубь плато соответствуют активным в новейшее время антиклинальным поднятиям.
Рисунок западных чинков во многом контролируется простиранием и степенью активности системы субширотных мангышлакских дислокаций. Формирование и отступание чинков вряд ли происходило исключительно в результате эрозии.
Крупные столовые останцы плато у северных чинков могут свидетельствовать об их полигенном отторжении. Скорее всего в ослабленных трещиноватых зонах за счет карста и дефляции разрушался бронирующий слой, образовывались котловины, которые, разрастаясь остигали края плато, и только тогда по рыхлым породам начиналось эрозионное углубление до уровня педимента.
История формирования рельефа плато Устирт начинается с момента отступления среднесарматского морского бассейна. Однако, на раннем этапе процессы денудации были крайне незначительными, равно как и в нижнем плиоцене, когда понтическая трансгрессия проникла языками по Северо-Устиртскому и Южно-Мангышлакскому прогибам.
Основным этапом рельефообразования следует считать среднеплиоценовый. В это время на поверхности плато существовали озера и стекающие в них реки, тогда же в результате денудации начали снижаться пространства, окружающие плиту сарматских известняков.
Первоначальная площадь плато превышала современную, но чинки уже были сформированы. К четвертичному времени, по крайней мере бакинской трансгрессии, северные и западные чинки имели конфигурацию близкую к современной.
Позже превалировала аридная денудация. Активизировались эоловые процессы. Хотя в отдельные, сравнительно увлажненные отрезки времени, усиливались эрозия и карст, вынос материала с поверхности плато происходил и происходит в основном за счет дефляции

Источник:
Природные ресурсы Актюбинской области. ТОО «Экопроект».