Основные черты рельефа

Работа с картой.

• 1. По физическсй карте Башкортостана определите самые низкие и самые высокие, районы на территории республики.
• 2. Какие высоты преобладают на территории республики?

З. Как располагаются хребты, возвышенности, понижения?

Рельеф Башкортостана отличается большой сложностью и разнообразием форм, что обусловлено процессами развития земной коры, находящейся в постоянном изменении под влиянием неотектонических движений и воздействий внешних сил: ветра, атмосферных осадков, морозов, жары, а также человека. Средняя высота рельефа республики над уровнем моря около 326 м.

Крупные линейные и площадные морфоструктуры Башкортостана характеризуются общеуральским субмеридиональным простиранием и несут на себе яркий отпечаток унаследованности рельефа от древне-герцинского структурного плана.

По характеру рельефа, истории геолотического и структурного развития территории в. Башкортостане выделяются три крупные геоморфолотическяе области:

• 1) Равнины Южного Приуралья, объединяющие равнинный рельеф восточной окраины Русской платформы и Предуральского краевого прогиба сформированные на пластовом и слабо дислоцированном складчато-глыбовом основании;
• 2) Горы Южного Урала, сформированные на интенсивно дислоцированном глыбово-складчатом осноавнии;
• 3) Равнины Южного Зауралья, сформированные на сложно дислоцированном складчато-глыбовом основании с большими территориями вулканическо-осадочных и интрузивных образований (Рождественский, Журенко, Зиняхина, 1974).

Образование равнинного рельефа междуречий происходило под действием длительных процессов денудации. В результате новейших тектонических движений отдельные районы восточной окраины Русской равнины были приподняты и расчленены глубоко врезанной речной сетью. Участки тектонических опусканий представляют собой пониженные зоны, в которых происходила аккумуляция плиоцен-четвертичных отложений. На западе равнинной территории Башкортостана выделяется район Бугульминско-Белебеевской платообразной возвышенности, которая представляет собой приподнятый, глубоко расчлененный массив с выровненной плоской поверхностью, вытянутой в северо-западном направлении. Абсолютные отметки колеблются от 400 до 450 м. Возвышенность отличается высокой горизонтальной расчлененностью рельефа, степень расчлененности здесь составляет 1,6—2,3 километра на 1 кв. км площади.

Физическая картосхема Башкортостана В таблице не даны площади водной поверхности озер и водохранилищ.

Понижение высот происходит от центральных частей междуречья к долинам рек; в этом же направлении увеличивается и степень расчлененности рельефа. В придолинных частях междуречья Бугульминско-Белебеевской возвышенности рельеф расчленяется на отдельные горы-одиночки, которые часто имеют конусообразную форму. На склоне таких гор отчетливо выражены ступени террас, образованные в результате воздействия денудационных процессов на неоднородную толщу горизонтально лежащих песчаников и известняков долины рек дема, Ик и их притоков, расчленяющие Бугульминско-Белебеевскую возвышенность, имеют характерную ящикообразную форму с крутыми склонами и плоским дном. В них хорошо выражена пойма, первая подпойменная терраса с высотами 1,5 и 5 м соответственно, а также небольшие площадки второй и третьей террас с высотами 8—10 н 20—25 м.

На севере Башкортостана выделяется Уфимское плато, которое ограничивается на западе долиной р. Уфы, а на востоке отделяется от Предуральского прогиба крутым уступом высотой 150—200 м. Пермские отложения, слагающие Уфимское платок образуют плакантиклиналь, шарнир которой погружается к северу. Сводовая часть осложнена куполовидными антиклинальными складками, где отмечается максимальная высота плато 517 м (г. Голая). Между-речные пространства представляют заболоченные и залесенные поверхности с абсолютными высотами от 360 до 500 м. Они расчленены густой сетью глубоко врезанных логов и речных долин. В рельефе также выражаются карстовые формы в виде воронок и древних карстовых впадин, заполненных рыхлыми отложениями. Уфимское плато является областью классического карста. Абсолютные отметки высот здесь равны 380—460 м. Степень расчленения рельефа равна 1,5—2,0 км на 1 кв. км площади. Долины крупных рек, пересекающих плато (Уфа. Ай, Юрюзань), имеют каньонообразную форму и врезаны на глубину до 250—270 м. Отличительной особенностью долин являются врезание меандры, которые свидетельствуют об их эпигенетическом происхождении. В долинах рек Уфа, Ай, Юрюзань развиты З террасы. Высота первой террасы — 2,5 м, второй террасы — 60 м, третьей — 15—20 м. Они сохранились в виде небольших цокольных площадок с маломощным покровом галечников.

К западу от Уфимского плато, в бассейне левобережья рек Бирь и Уфа располагается Бирская возвышенность, которая отличается от плато не только более низкими абсолютными высотами междуречий, не превышающими 250— 300 м, но и особенностями морфологии водораздельных поверхностей, меньшей глубиной врезания реки т. д.

Сложена возвышенность верхнепермскими песчано-глинистыми отложениями и гипсоносными породами кунгурского яруса. На междуречьях сохранились пятна третичных отложений, которые свидетельствуют о более низком, чем современное, гипсометрическом положении этого района.

В плиоцен-четвертичное время Бирская возвыщенность испытала тектоническое поднятие, обусловившее эрозионное расчленение и врезание речных долмн. В долинах рек прослеживаются террасовые уровни поймы, первой, второй и Третьей надпойменной террас. Выше крутых склонов вдоль долин крупных рек сохранились эрозионные террасы, покрытые россыпями галек плиоцен-четвертичного возраста.

К югу от Бугульминско-Белебеевской возвышенности расположена грядово-холмистая возвышенность Общего Сьгрта, являющегося главным водоразделом Приуралья, где осуществляется раздел бассейнов вод рек Белая, Урал, Волга.

Западная часть возвышенности сформирована на пластовом основании Русской платформы, а восточная развита в пределах Предуральского краевого прогиба, занимая по отношению к нему секущее, поперечное положение. Здесь интенсивное развитие имеет разрывная тектоника, основной формой которой являются сбросы и грабены, выполненные различными горизонтами мезозойских и кайнозойских отложений. Абсолютные отметки составляют 280—340 м, наивысшая точка с абсолютной отметкой 668 м приурочена к хребту Малый Наказ, расположенному в восточной части Общего Сырта. Поверхность, которая расчленяется долинами рек Салмыш, Тятерь, Дема, Куганак, Уршак, Стерля, имеет здесь равнинный характер. Долины рек обычно с крутыми склонами в верховьях быстро выполаживаются, имеют асимметричные склоны. Имеются карстовые формы рельефа: воронки, понижения.

Между выше описанными возвышенностями располагается эрозионно-аккумулятивная равнина — Камско-Бельское понижение. По ее поверхности протекают реки Кама, Белая и их притоки; Чермасан, Кармасан, База, Сюнь, Дема, Курсак и другие. Центральная часть понижения представляет аккумулятивную равнину с абсолютными высотами от 50 до 150 м, по окраинам до 200 м. В районе г. Уфа Камско-Бельское понижение соединяется с Бельской депрессией, расположенной в области Западного Предуральского краевого прогиба. Поверхность понижения слабо расчленена и составляет 0,1—0,2 км на 1 кв км.

Водораздельные поверхности — это увалы, параллельные друг другу. К понижению приурочено большинство выходов неогеновых отложений и широкое развитие аллювиальных террасовых комплексов. По окраинам понижения четко выделяются уступы, разграничивающие Бугульминско-Белебеевскую и Бирскую возвышенности.

В центральной части Башкортостана, на границе Русской равнины и Горного Урала в субмеридиональном направлении с севера на юг почти на 550 км тянется Предуральский краевой прогиб, который представляет собой зову краевого погружения Восточно-Европейской платформы, ширина его 25—40 км. На широте г. Аша Предуральский краевой прогиб прерывается широтным хребтом Каратау на две части: северную (Юрюзано-Сылненская. депрессия) и южную (Бельская депрессия) Юрюзано-Сылвенская депрессия представляет собой понижение, расположенное к востоку от Уфимского плато, к северу от хребта Каратау и к западу от низкогорного Уфимского амфитеатра. Она вытянута в меридиональном направлении и прослеживается на севере до долины реки Сылва.

На равнинах междуречья западной части Юрюзано-Сылвенской депрессии, вдоль уступа Уфимского плато, имеется цепь заболоченных впадин блюдцеобразной формы, которые представляют собой эрозионно-карстовые образования, заполненные рыхлыми континентальными миоценоными и плиоценовыми отложениями мощностью от 10— 20 до 60 м. долины рек в Юрюзано-Сылвенской депрессии широкие (до 4 км) с пологими склонами. Реки сильно меандрируют среди пойменных террас, образуя резкие коленообразные излучины.

Южная часть Предуральского прогиба характеризуется грядово-увалистыми формами, которые прослеживаются неширокой полосой вдоль западного предгорья Южного Урала. Разнообразный литологический состав пород определяет различную морфологию водораздельньхх возвышенностей. Наиболее высокие увалы (до 500 м) приурочены к конгломератам и песчаникам артинского яруса. На доломитах и мергелях образуются узкие гряды с плоским рельефом с множеством карстовых форм.

Долины крупных рек Инзер, Зилим, Зиган, Нугуш, Белая и др. имеют широтно ориентированные отрезки, пересекающие складчатые толщи пермских пород. В долинах рек развиты четыре террасы. Равнинные междуречья с отметками 280—300 м представляют денудационные равнины, сложенные коренными пермскими породами. Более низкие уровни рельефа с высотами 200—240 м соответствуют аккумулятивным равнинам, сложенным плиоценовыми отложениями песчано-галечного состава, которые прикрыты мощным чехлом покровньтх суглинков и глин четвертичного возраста. Среди равнинных междуречий возвышаются здесь отдельные горы-одиночки представляющие собой рифовые массивы: Юрактау, Куштау, Туратау.

Уфимский амфитеатр расположен к востоку от Юрюзано-Сылвенской депрессии в бассейнах правобережных притоков р. Ай. Рельеф амфитеатра объясняется во многом литологическим составом пород. Наиболее высокие возвышенности приурочены к толщам конгломератов, а понижения к зонам карбонатов. Абсолютные отметки достигают 500 м. долины рек широкие, глубина врезания их увеличивает в западном направлении. Крупные притоки р. Ай, Киги, Б. Ик и др. имеют ложбинообразные долины. Для амфитеатра характерны карстовые формы: пещеры, воронки, поноры.

Сакмарско-Бельское междуречье занимает центральную часть Предуральского прогиба. Водораздельные возвышенности здесь характеризуются разнообразным по морфологическому облику рельефом. Отдельные возвышенности представляют низкие останцовые горы (450—600 м) с сильно расчлененными склонами. Сложены они преимущественно конгломератами и имеют субмеридиональное простирание. Более низкие междуречные поверхности с абсолютными отметками от 300 до 350 м являются денудационными равнинами, поверхности которых покрыты аллювиальными, аллювиально-делювиальными образованиями мощностью до 2 м. Характерно наличие широких полузамкнутых впадин, заполненных мощной толщей третичных отложений, к которым приурочены буроугольные месторождения (Бабаевское).

Горный Южный Урал представляет собой сложно построенное герцинское сооружение, глубоко размытоё в последующие этапы геологической истории и обновленное новейшими (неоген-четвертичными) движениями земной коры. Несмотря на свою небольшую высоту, Урал достаточно хорошо обособлен в качестве горной страны, чему немало способствует наличие к западу и востоку от него равин — Русской и Западно-Сибирской. Урал принадлежит к числу древних складчатых гор. На месте его в палеозое располагалась геосинклиналъ; моря редко покидали эту территорию. Они меняли границу и глубину, оставляя после себя мощные толщи осадков. Дважды в палеозое Урал испытывал горообразование. Первая каледонская складчатость проявилась в нижнем палеозое. Вторая — герцинская складчатость — главная. Началась она в среднем карбоне на востоке Урала, а в перми распространялась и на западные склоны. Герцинская складчатость проявилась на Урале в образовании сдавленных, нередко опрокинутых и лежащих складок, сложенных крутыми надвигами, приводящих к возникновению чешуйчатых структур, осложненных также разломами и трещинами.

Хребты Южного Урала располагаются меридионально, параллельно друг другу, совпадая с простиранием структур складчатого фундамента. Исключением из общего правила являются хребты Уйташ, Каратау, которые протягиваются почти широтного. Последнее обстоятельство, по мнению М. И. Гарань, обусловлено не изменением осей структур, а их ундуляцией, в силу чего особо устойчивые к размыву породы образуют полосы почти широтного простирания, резко выступающие в рельефе в виде хребтов.

С юга и юго-востока зона горного сооружения обрамляется местами довольно широкой полосой развития равнинных территорий, рельеф которых характеризуется сильной денудацией, дряхлостью. В результате этого на древнюю поверхность выведены сильно дислоцированные осадочные, эффузивные, интрузивные и метаморфические породы.

Своеобразный характер рельефа этой зоны обусловлен длительными процессами пенепленизации, сопровождающимися интенсивным химическим выветриванием в мезозойское время и отчасти в палеогене. В неогене произошло, а которое осложнение рельефа этой территории, особенно четко выразившееся в районах приподнятого пенеплена. Орфографически описываемая зона характеризуется незначительным перепадом абсолютных высот. Водораздельные пространства пенеплена, иногда слегка всхолмленные, имеют общий слабый наклон на восток. Переход от водораздельного пространства к речным долинам постепенный, нечеткий, иногда подчеркивается наличием мелкосопочника. Речные долины в основном широкие, хорошо разработанные, с пологими склонами.

Тектоническая подвижность некоторых участков зоны пенеплена была неодинакова по интенсивности, что наложило отпечаток на характер ее рельефа и позволило выделить в ее пределах ряд районов (Сигов, Шуб, 1972).

В горной области Южного Урала выделяется несколько геоморфологических районов.

Центральную, найболее приподнятую в структурном отношении часть складчатой области, занимает район среднегорного хребтовото рельефа. Здесь отмечаются максимальные высоты—до 1000—1500 м и более (г. Ямантау— 1640 М, Г. Иремель — 1582 м, хр. Зигальга — 1427 М, Нары—1327 м) (таблица 2).

Хребты эти сложены главным образом кварцитами и кварцитопесчаниками зигальгинской свиты верхнего протерозоя. Ориентированы они в меридианальном или северосеверо-восточном направлении в соответствии с простиранием складчатости. Сильная расчлененность и глубокий врез речных долин являются характерными чертами горно-долинного ландшафта. Форма хребтов и крутизна их склонов находится в зависимости от плотности слагающих пород и условий их залегания.

До высоты 900—1100 м хребты залесевы, выше выступают гольцовые вершины, покрытые крупно-глыбовыми каменными россыпями. Для рельефа центральной части Башкирского поднятия характерны межгорные депрессии, которые приурочены к зонам развития слабо устойчивых к выветриванию пород, смягчающих обычно синклинальные структуры. Они разграничивают отдельные хребты и имеют меридиональную ориентировку, отвечая уральской направленности главнейших тектонических структур. Иногда эти депрессии почти на всем протяжении вмещают долины современных рек, причем часто одна и та же депрессия включает отрезки двух или нескольких рек с различным направлением течения. Есть также депрессии, на большей части своего протяжения не имеющие современных водотоков.

По поводу их происхождения есть несколько точек зрения. Одни ученые объясняют происхождение депрессий эрозионной деятельностью современной гидрографической сети. Автор придерживается мнения, что происхождение депрессий объясняется структурно-литологическими особенностями этих зон, а речная сеть уже заимствовала более древние отрицательные формы рельефа, какими являются депрессии.

Характерными для данного рельефа являются также изолированные котловины небольшой протяженности. Приуроченый к замкнутым геологическим структурам.

С запада и востока этот среднегорный массив ограничивается районом типичного низкогорного рельефа Южного Урала. Он развит на менее приподнятых структурных элементах складчатой области. Это передовые хребты западного склона Южного Урала с абсолютными высотами, не превышающими 800—1000 м. В западной и южной части Башкирского поднятия хребты вытянуты параллельно друг другу в меридиональном направлении, согласно простиранию складок. Это хребты Белягуш — 723 м, Зильмердак — 972 м. Ардакты — 707 м, Калу — 828 м, Алатау — 827 м, Большой и Малый Юрматау — 858 м, Базал — 868 м и др. Южная зона передовых хребтов проходит по широтному отрезку р. Белой, где происходит погружение древних складчатых структур и Башкирское поднятие граничит с Зилаирским плато. В отличие от хребтов центральной части Башкирского поднятия низкогорные передовые хребты, имеют небольшую ширину и скальные выходы коренных пород на них образуют лишь небольшие останцы выветривания.

На юге горной области расположен район Южно-Уральского плоскогорья, сформированный в пределах крупной отрицательной структуры складчатой области Южного Урала — Зилаирского синклинория.

Плоскогорье представляет собой приподнятую, глубоко расчлененную равнину с грядовым и увалистым рельефом. Абсолютные отметки ее повышаются с запада на восток и с юга на север от 350— 400 до 560—680 м. Разнообразные по литологическому составу и сложно дислоцированные породы среднего и верхнего палеозоя, слагающие плоскогорье, срезаны под один уровень выровненной поверхностью междуречий и глубоко расчленены сложно разветвленной речной сетью.

Центральная часть плоскогорья сложена породами Зилаирской свиты девонского возраста. Южно-Уральское плоскогорье — это обширная по площади возвышенность вершинная поверхность которой является приподнятой и деформированной новейшими тектоническими движениями. Она частично переработана позднейшими денудационными процессами, что особенно заметно в краевых ее частях. Плоские водораздельные поверхности расчленены древовидно-ветвящейся сетью, причем глубина врезания рек и ручьев увеличивается от верховьев рек, расположенных, а центре плоскогорья, вниз по течению. Долины рек Большого и Малого Ика, Большой и Малой Сурени, Касмарки, Зилаира и других в верховьях имеют форму неглубоких широких ложбин с плоским дном и пологими склонами. На небольшом расстоянии от верховьев р. Большой Ик врезана на глубину 140—180 м, р. Малый Ик на 100—130 м. Крутизна склона достигает 30—35°.

Западная часть Южно-Уральского плоскогорья сложена различными по составу осадочными породами карбона, которые смяты в крутые складки. В этом районе водораздельные возвышенности представляют узкие гряды и увалы. В северной и южной части плоскогорья расположены два горных массива, возвышающихся на 200—300 м над общей поверхностью района. Это хребты Крака и Сакмарский. Горный массив Крака располагается на левобережье р. Белой к югу от г. Белорецка между Башкирским поднятием и хребтом Уралтау. Наиболее высокие части массива с абсолютными высотами 800—1000 м сложены перидотитами, их окружают пониженные уровни вершин (800—880 м), соответствующие серпентинитовому поясу. Следующая ступень рельефа (650—700 м) сложена вмещающими осадочно-метаморфическими породами. Хребет Крака прорезается насквозь долинами рек Кага и Узян на три части: северный, срединный, южный. Склоны хребта крутые до 30—35°, а вершинные поверхности выровнены.

Сакмарский хребет расположен на правобережье р. Сакмары, ниже впадения в нее р. Урман-Зилаир до г. Кувандыка. Здесь развиты осадочно-вулканические породы силура, девона и интрузивные породы. Наиболее высокая часть хребта г. Шайтан (570—600 м) отделяет короткие притоки р. Сакмара от бассейна р. Куруил. Плоская поверхность хребта сильно расчленена многочисленными, глубоко врезанными долинами мелких речек. Глубина вреза достигает 150—200 м.

К востоку от Южко-Уральского плоскогорья располагается большой протяженности (более 400 км) меридионального простирания хребет Уралтау, сложенный сильно метаморфизованными породами докембрия. Рельеф характеризуется наличием грядовых возвышенностей, вытянутых по простиранию геологических структур. Отдельные гряды достигают абсолютной высоты 900—1050 метров. Уралтау имеет общий уклон к югу, с понижением высот от 600— 650 до 450—500 м, что оказало существенное влияние на расподожение речной сети. Крупные реки этого района Сакмара, Крепостной Зилаир, Баракал, Зилаир и другие текут с севера на юг. Восточнее горной области выделяется обширный, так называемый восточный склон Южного Урала, где в свою очередь, выделяются несколько геоморфологических зон:

• 1. Восточно-Приуралтауское понижение, расположенное вдоль восточного подножия хр. Уралтау;
• 2. Зона низкогорных хребтов;
• 3. Предгорная зона грядового и увалисто-мелкосопочнрго рельефа;
• 4. Восточно-Уральское понижение, отделяющее восточный склон от Восточного Зауралья.

Эти зоны приурочены к крупным геологическим структурам. Высота колеблется в пределах 400—500 м.

Восточно-Приуралтауское понижение приурочено к крупной синклинали. На западе и на востоке ограничивается тектоническими разломами. В ряде мест, где ранее существовали озерные водоемы, понижение заболочено. Пониженные зоны рельефа заполнены мощной толщей озерноаллювиальных отложений кайнозойского возраста, которые часто являются золотоносными. Здесь протекают реки Бузавлык, Таналык и другие притоки Урала.

К востоку от Восточно-Приуралтауского понижения располагается узкая сеть хребтов, вытянутых в меридиональном и северо-восточном направлениях. Такими хребтами являются Северный Ирендык — 922 м, Куркак — 936 м, Крыкты — 1096 м, Южный Ирендык — 869 м. К югу от г. Баймак высота хребта Ирендык понижается и он постепенно переходит в низкие предгорья.

Восточные предгорья Южного Урала, сопровождающие зону низкогорных хребтов, характеризуются большим морфологическим разнообразием рельефа. В северной части восточного склона Южного Урала рельеф мелкосопочный, останцовый, грядовый. Высота колеблется в пределах 500—600 м.

ЯРУСНОСТЬ РЕЛЬЕФА. По мнению ряда исследователей Урала (Марков, 1948; Мещеряков, 1961, 1965; Рождественский, 1959 и др.), в результате непрерывного взаимодействия эндогенных и акзогенных процессов формируются так называемые «геоморфологические уровни, то есть выровненные участки земной поверхности различного порядка и генезиса. К ним относятся полигенетические поверхности выравнивания, речные террасы.

В настоящее время факт ступенчатого рельефа (ярусности) Урала и прилегающей к нему территории не вызывает сомнения среди геоморфологов. Но до сих пор остаются дискуссионными вопросы о количестве и особенно о возрасте и происхождении этих ярусов.

На западном склоне некоторыми исследователями (Вахрушев, 1945, 1949) выделяются три поверхности выравнивания: нижняя, средняя, верхняя. А. П. Рождественский (1960), Н. В. Вербицкая (1964) выделяют две поверхности выравнивания: нижняя, верхняя. Автор, работавший в горной части Южного Урала и на восточном склоне, выделяет три поверхности выравнивания в горной, две поерхности — на восточном склоне и придерживается мнения, что в западной (равнинной) части Башкортостана их тоже две.

Картирование таких уровней, определение их возраста и корреляция их в пределах больших территорий дает возможность выделить основные этапы развития рельефа, выработать своеобразную «геоморфологическую стратиграфию». Анализ дефоращий поверхностей выравнивания и других уровней позволяет оценить возраст, амплитуду новейших движений, служит надежной основой для выделения неотектонических структур.

Следует, однако, сделать следующую оговорку. Поверхностью выравнивания можно называть не всякую ступень рельефа, а только ступень регионалыюго масштаба, отражающую достаточно крупные этапы геологического и геоморфологического развития страны. Эти этапы, стественно, не одинаковы по продолжительности.

Образование поверхностей выравнивания происходит в течение длительного времени в условиях стабильного или нисходящего геотектонического режима. Причем, поверхности выравнивания могут быть осложнены мелкими дополнительными уровнями, отражающими «микроциклы», развития рельефа.

График проолжительности формирования поверхностей выравнивания.

(по И. К. Зиняхини, Ю. Л. Кисареву, 1974).

I — верхнеплиоценовая поверхность выравнивания,.

II — верхнемиоценовая поверхность выравнивания,.

III — верхнеолигоценовая поверхность выравнивания.

Их ширина до 100 м, протяженность вдоль склона более 200 м. Они отделены четкими уступами, покрытыми крупноглыбовыми россыпями. Поверхность их сравнительно ровная, частично задернованная.

В западной части Башкортостана отчетливо выделяются две поверхности выравнивания (Рождеетвенский, 1960, 1961): нижняя, верхняя. Верхняя поверхность выравнивания совпадает с основными вершинными уровнями крупных возвышенностей — Бугульминско-Белебеевской, Общего Сырта, Уфимского плато. На большей площади своего распространения она имеет денудационную природу и только на Уфимском плато и в восточной части Общего Сырта во время формирования ее накапливались террйгенные миоценовые отложения.

Сохранившиеся на поверхности Бугульминско-Белебеевской возвышенности остатки отложений мезозоя и палеозоя указывают на то, что в донеогеновое время здесь была пониженная область, в которой происходили аккумуляции юрских и континентальных отложений.

В результате новейших тектонических поднятий донеогеновые отложения были размыты и на поверхность выведены горизонтальнолежащие верхнепермские породы.

Материалы повторных нивелировок по линии железной дороги Самара — Челябинск, проходящей через эту возвышенность, указывают, что и в современную эпоху Бугульминско-Белебеевская возвышенность испытывает поднятие до +5,5 мм в год. Это поднятие приурочено к сводовой части Сар аево-Асликульского увала. Значительные колебания абсолютных высот верхней поверхности в пределах отдельных крупных морфоструктур свидетельствуют о ее позднейшей деформации: от З00 до 420 м и более на Бугульминско-Белебеевской возвышенности, 300—400 м на Общем Сырте, 340—520 м на Уфимском плато. Сильно нарушена эта поверхность и в Юрюзано-Сылвенской депрессии.

В Камско-Бельском понижении верхняя поверхность уничтожена эрозией и абразией Акчагыльского моря, но вполне вероятно, что отдельные участки ее могли быть погребены под плиоценовыми отложениями в наиболее глубоких частях неотектонических депрессий (Рождественский, 1960). Нижняя поверхность выравнивания имеет более сложный генезис, чем верхняя, и ее можно с полным основанием рассматривать как полигенетическую поверхность. Образование ее связано с выравниванием рельефа после крупных тектонических поднятий имевших место на востоке Русской платформы и на Южном Урале в конце миоцена. Огромную роль в формировании этой поверхности сьграла аккумуляция кинельских отложений и особенно последующая ингрессия Акчагыльского моря в Южное Приуралье. Таким образом, основной этап формирования нижней поверхности падает на акчагыльское время. Абсолютные отметки ее изменяются от 100—140 м до 160 — 170 м в долине р. Белая, а в периферичессих частях Камско-Бельского пбнижения и на Общем Сырте до 200—220 м.

Речные террасы рассматриваются также как геоморфологические уровни, являющиеся результатом новейших тектонических движений. У рек Западного Башкортостана кроме поймы хорошо выражены в рельефе три надпойменные террасы. Выраженность на больших площадях определенного и притом ограниченного количества террас свидетельствует о проявлении в четвертичное время общих прерывистых эпейрогенических движений земной коры с преобладанием поднятий. Существенное значение для изучения локальной неотектоники имеет обнаружение того факта, что на одном и том же участке обычно оказываются деформированными все расположенные друг над другом террасы.

В центральной, горной части Башкортостана развиты три поверхности выравнивания. Нижняя поверхность выравнивания наблюдается в западной части территории, в полосе, пограничной с равнинной территорией Башкирского Приуралья. На восток, в глубь горного рельефа, она заходит по пониженным участкам долин крупных рек — Сима, Инзера, Зилима, Нугуша, Белой, Большого и Малого Ика и др. Абсолютные отметки этой поверхности выравнивания меняются от 320 до 440 м. Морфологический облик поверхности — полого-холмистый (на севере) и холмистогрядовый (на юге).

Средняя поверхность выравнивания в горной части Южного Урала пользуется наибольшим распространением. От нижней она отделяется склоном-уступом, хорошо выраженным в современном рельефе. Особенно четко уступ-склон прослеживается на территории Южно-Уралыжого плоскогорья (Зиняхина, Кисарев, 1974). В районенизкогорного рельефа Южного Урала эта поверхность образует пониженные выровненные междуречья и поверхности межгорных понижений, в которые врезаны современные речные долины. Абсолютные отметки здесь колеблются от 460 До 580 метров. Максимальные отметки до 600 м приурочены к междуречьям Зилима и Нугуша, Белой и Инзера, Белой и Урала, Сакмары и Зилаира, Большой и Малой Уртазымки. Поверхность сформирована на терригенных, вулканогенных и карбонатных породах полеозоя и метаморфических свитах верхнего протерозон. Мезозойские и кайнозойские отложения на ней практически отсутствуют, за исключением песчано-глинистых континентальных образований, относящихся к мезозойским и третичным корам выветривания (Вахрушев, 1949; Кисарев, 1971).

К верхней поверхности в районе низкогорного рельефа Южного Урала относятся вершинные поверхности развитых здесь хребтов (Каратау, Абдырдак, Зильмердак, Алатау, Ирендык и др.), имеющие либо выровненный, пологоволнистый, либо гребневидный характер. Поверхность срезает верхне-потерозойские, палеозойские образования. Более молодые рыхлые отложения здесь отсутствуют. Абсолютные отметки ее в среднем составляют 600—800, до 1000 м.

От средней поверхности выравнивания верхняя отделена крутыми, четко выраженными уступами и склонами. Характер поверхности волнистый и увалистый. Характерной особенностью верхней поверхности является наличие на поверхности отдельных геоморфологических областей (Южно-Ур альское плоскогорье) довольно мощного возраста, (Кисарев, 1972). Общая мощность коры здесь колеблется в пределах от 3—5 м до 50—60 м. К краевым частям увеличивается расчлененность поверхности, а мощность и сохранность коры в этих направлениях уменьшается.

Все рассмотренные выше поверхности по генезису денудационные. Нижняя и средняя имеют четко выраженный перегиб в зоне Западно-Уральского регионального уступарефлексуры и сочленение с одноименными поверхностями Башкирского Приуралья. Третья поверхность в пределах рассматриваемой территории такого сочленения не имеет.

На вершинах хребтов Южного Урала, имеющих высоты более 1000 м, располагаются террасы, иестиые под названием гольцовых. Высота террасы колеблется в пределах от нескольких метров до нескольких десятков метров, а ширина от 20—30 до 200—300 м. Поверхности террас покрыты крупными обломками пород, поросшими лишайником, а на границе с лесной зоной — мхом.

Выяснением генезиса гольцовых террас занимались многие исследователи Л. К. Тюлина (1929), изучавшая гольцовые террасы Южного Урала, связывает четыре террасовых урвня г. Иремель с уровнями стояния тундры в разные климатические периоды, считая, что, чем холоднее климат, тем ниже опускалась и тундра с ее мерзлотой.

ВЫСОТНАЯ ПОЯСНОСТЬ. На хребтах Южного Урала, имеющих абсолютные высоты более 800 м, почвенно-растительный покров характеризуется проявлением закономерности высотной поясности континентального типа умереннмх широт (г. Ямантау, т. Иремель, хр. Зигальга, Нары, Уралтау, Машак, Зильмердак и т. д.). Покров изменяется от лесостепей предгорных равнин и представлен на высотах от 350—400 м-до 650—700 м поясом широколиственных лесов на западных склонах и сосново-березовых — во внутренних долинах и на восточных склонах (Уралтау), а от 650—700 м до 1000—1200 — поясом горной елово-пихтовой тайги на более высоких хребтах центральной части возвышенной полосы, отделенной от Уралтау долиной р. Белой. Отдельные вершины хребтов и массивы поднимаются выше указанной границы леса подгольцового и гольцового поясов (Цветаев, 1960).

История формирования растительного покрова рисуется в следующем виде. Во второй половине третичного периода, когда Южный Урал начал подниматься из пенеплена, его покрывали широколиственные леса тургайской флоры. К концу третичного периода с похолоданием климата и поднятием гор лес уступил вершины более высоких поднятий горным лугам, состоявшим из лесных трав. Позже широколиственный лес отступил на юг, а тайга и тундра продвинулись из Сибири вдоль южного края ледника и заселили прилегающие к Южному Уралу предгорья, свободные от снегов и льда.

В послеледниковое время, с потеплением нижние склоны Южного Урала занимают хвойные леса, а тундра поднимается выше, к вершинам, на которых еще долго держались местные изолированные снежники.

С дальнейшим потеплением с запада надвигаются щироколиственные леса, а тайга с тундрой поднимаются выше.

Почвы Южного Урала развивались на маломощных аллювиальных и делювиальных образованиях коренных пород. Дюлювий глинистых и суглинистых отложений мало развит, главным образом в нижней части склонов и на древних террасах речных долин. Коренные породы залегают близко к поверхности. А. А. Цветаев (1960) хорошо представил высотную поясность хребтов Южного Урала на примере г. Иремель.

Елово-пихтовый лес покрывает склоны хребтов от 650—700 м и до 1000 м. Граница эта нечеткая. Этот лес местами заходит в пределы подгольцового и даже гольцового поясов, образуя «заливы» и «острова» мелколесья среди безлесных поверхностей. Верхняя граница леса на Зигальге, Иремеле, Ямантау значительно выше, чем на вершинах Среднего Урала. Нижняя граница горной тайги тоже прерывается на многих склонах и речных долинах под влиянием хозяйственной деятельности человека. На западных склонах Зигальги и других хребтов горная тайга спускается ниже в предгорья. Кроме ели и пихты, количество которых с поднятием в горы постепенно уменьшается, всюду примешиваются береза, сосна и лиственница. На восточных склонах Большого Иремеля елово-пихтовый лес имеет несколько иной облик: он беднее, чем на западных склонах, нет лиственницы, очень мало пихты, господствует ель. Эти склоны Иремеля значительно круче, суше, покрьтты сплощь обнаженными россыпями кварцевых песчаников. Почвы, а елово-пихтовых лесах представляют разновидности суглинистых хрящеватьтх подзолов, образованшихся преимущественно на элювии-делювии, они маломощные.

Подгольцовый пояс располагается на высоте 1100— 1150 м, лес становится ниже (до 5—7) и реже, появляются все более широкие горные поляны и значительные по размерам каменные россыпи. Верхняя граница этого пояса на Иремеле— 1250 м. В подгольцовом поясе более суровые климатические условия. Средняя температура июля снижается до 11—12°, вегетационньгй период сокращается до 2,5—3 месяцев, ветры сильнее, осадков больше. В понижениях зимой накапливается много снега, который закрывает низкие деревья. В силу таких условий замедляется прирост древесной массы, лес становится более угнетенным, низкорослым и редкостойным, приобретает характер «паркового редколесья. Более благоприятны условия для травянистых растений, Поэтому горные леса занимают в этом поясе более широкое место.

Парковый лес состоит главным образом из ели, березы и редко лиственницы. Цысота деревъев 5—8 м. Деревья поражены обильно свиающим лишайнйком-бородачом, что также замедляет их рост, угнетает и в конечном итоге вызывает гибель многих, деревьев. Травянистый покров состоят из горца лесного и альпийского, полевицы, лисохвоста, чемер4цы, манжетки, раковой шейки, валерианы, сныти. Почвы парковых лесов близки к почвам лесного пояса. Почвы горно-луговые отличаются более мощной дерниной, большой гумусностью.

Гольцовый пояс — горная тундра располагается на хребтах Зигальга, Зильмердак, г. Иремель, г. Ямантау на высотах 1280—1380, где имеются пологие, широкие террасы, покрытые мхаiи и другой растительностью (овсяница, осо ка, анемон, чемерица, гвоздика, незабудка, колокольчик). Мхи составляют основу растительного покрова. Преобладает кукушкин лен, образующий мощную подушку, до 10— 15 см. Имеются кустарники ивы высотой 20—30 см. Почвы — глинистые, маломощные, щебенчатые с каменной основой элювия.

Пояс каменных россыпеЙ отличается бедной флорой, представлен лишайниками желтовато-зеленого цвета и темно-серого цвета и листоватыми лишайниками, обычно темно-серого, почти черного цвета. Между камнями в понижениях накапливается мелкозем, где появляются кустистые лишайники. Появляются анемоны, можжевельник, овсяницв, осока. Некоторые россыпи языками- «реками» сползают-«стекают» вниз по склонам, проходя через все высотные пояса, доходя часто до подошньт хребтов.

КАРСТОВЫЕ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА. Территория Башкортостана издавна славится своими замечательными многочисленными пещерами, катастрофическими провалами, загадочно исчезающими реками, иссякаюшими родниками и рельефом, изъеденным мелкими п крупными оспинами отрицательных форм рельефа. В настоящее время она стала известна область, чрезвычайно широкого распространения, интенсивного развития, разнообразного проявления, длительной и сложной эволюции карста. Все современные хозяйственно-практические, научно-исследовательские, проектно-изыскательские и другие мероприятия не обходятся без специального изучения карста и оценки закарстованньтх территорий.

Карст в Башкортостане развит повсюду в местах распространения осдочных пород (известняки, долоиты, гипсы) как в равикцвой (платформенной), так и горной (скл адчатёй) областях, Наибольшей закастоаанностыо отличаются такие районы, как Аургазинскии, Архакгельский, Бирский, Благовещенский, Белорецкий, Бижбулякский, Гафурийский, Давлекановский, Иглинский, Кармаскалинский, Нуримановский, Стерлитамакский, Уфимский и Читдмянский.

Известно, что карст в той или иной мере оказывает влияние на все компоненты ландшафта, придаая им своеобразные черты, создает специфические формы рельефа как поверхностные, так и глубинные. Поверхностные карстовые формы представлены в виде конусообразных и блюдцеобразных воронок, провалов, вертикальных колодцев. Глубинные — пещерами, которых на территории Башкортостана насчитывается около 350 (Ишкузина, 1980) (таблкца 3).

Карстующие породы оказывают непосредственное влияние на формирование почвенно-растительного покрова. Л. У. Сагитовой (1960) установлено, что почвы склонов южной экспозиции карстовых воронок имеют меньшую мощность, чем склоны северной экспозиции. Ниже по склона и на самом дне карстовых воронок почвы достигают значительной (40—50 ем) мощности, более увлажненные. Закарстованные участки характеризуются малой разветвленностью рек и обилием суходолов.

Влияние карстовых воронок, колодцев и пещер на микроклимат территории Вашкортостана выражается в разнице температуры и влажности отрицательных форм и окружающей их местности.

Воздействие человека на геолого-геоморфологическую основу карста необходимо оценить как благоприятствующую в одном случае и как противодействующую в другом. К числу благоприятствующих воздействий относятся:

• 1. нарушение естественного состояния почвенного и элювиальноделювиального покрова, а также коренных пород, обладающих свойством водоупорных;
• 2. возникновение новых инженерно-геологических факторов;

З. механическое воздействие производственных технологических процессов на геологическую основу;

4. сильное загрязнение атмосферного воздуха и вод химическими промышленными выбросами, содержащими агрессивные соединения.

Первое из указанных воздействий происходит при массовом рытье траншей для прокладки различных подземных коммуникаций, рытье котлованов под современные крупно-габаритные здания, планировочных срезаний поверхности земной поверхности, массовых прокладках изыскательских оценочных буровых скважин и т. п. При этом происходит улучшение условий инфильтрации атмосферных и других поверхностных вод через водоупорный рыхлый покров в толще коренных пород. Благодаря этому залегающие на глубине карстующиеся породы оказываются легко доступными для воды.

К числу практических воздействий человека, препятствующих развитию карста, относятся: 1) физическая ликвидация карстовых форм рельефа и создание на них инженерных сооружений; 2) усиление водозащитного покрова над карстующимися отложениями путем отвала строительного грунта в овраги, лога, воронки, котлонины и т. п.; З) создание искусственных водозащитных покрытий на улицах, площадках, дворах, местах общественного пользования и на территории производственных предприятий; 4) упорядочение стока атмосферных вод с территории и создание водосбросовых коллекторов; 5) осуществление целенаправленных инженерных профилактичежих противокарстовых мероприятий на наиболее ответственных и сильнозакарстованных участках.

В процессе строительтва многие поверхностные карстовые формы оказываются уничтоженными при застройке. Большинство из них были захоронены под обвалами строительного грунта. Однако имеется достаточное количество примеров закладки зданий и других инженерных сооружений непосредственно на карстовых формах, даже служивших прежде чашами небольших карстовых озерков.

Карст в Башкортостане представлен разнообразными поверхностными, погребенными и глубинными формами. Поверхностные формы карста доступны непосредственному визуальному наблюдению, а большинство глубинных и потребенных форм обнаруживаются только при бурении скважин и геофизическим зондированием. Вследствие этого наибольшее количество сведений имеется по поверхностным формам и явлениям карста.

Воронки — наиболее распространенные замкнутые отрицательные — карстовые формы рельефа. Они представлены всеми морфологическими и генетлческими типами. Наибольшим развитием пользуются конусообразные и чашеобразные.

Конусообразные воронки развиты как на горизонтальных поверхностях, так и на склонах. В днищах обычно имеются поноры, иногда закрытые осыпью. Склоны крутые, задернованные или покрытые зарослями кустарников и мелких деревьев, но нередко можно наблюдать в них обнажения рыхлых образований и карстующихся пород. Последние чаще всего встречаются в стенках поноров. Из числа чашеобразньгх много воронок, заполненных водой.

Блюдцевидные воронки преимущественно правильной формы в плане и разрезе. Очень пологие склоны и слабо вогнутое дно их, как правило, хорошо задернованы, поросли кустарниками. Глубина их редко превышает 1 м, а диаметр обычно 100 и более метров.

Котлообразные воронки имеют более крутые склоны и вогнутое дно. Склоны также задернованы, но нередко в них можно видеть обнажения рыхлых образований и кореиных пород. Глубины их колеблются от З до 12 м, диаметр — от нескольких метров до нескольких десятков метров.

Карстовые воронки располагаются в одиночку и группами, а часто встречаются скопления, образующие гнезда и целые поля. Нередко они располагаются в линию, образуя цепочки воронок. В местах выхода или близкого залегания гипсов к дневной поверхности воронки осложняют рельеф и превращают территорию в карстовые бедленды-поля, хаотически изрьттые воронками, колодцами и понорамя.

По происхождению воронки делятся на провальные, просадочные, коррозионно-суффозионные, растворенные и смешанного генезиса.

Воронки, увеличиваясь в размерах и сливаясь друг с другом, образуют более крупные формы котловины, лога, рвы карстового происхождения.

Котловины — большие и сложные по строению замкнутые формы рельефа.

Лога — (карстовые, эрозионно-карстовьте и карстовоэрозионные) — это замкнутые линейно-вытянутьте, полуслепые и слепые отрицательные формы рельефа карста. Первые образуются от слияния воронок, расположенных в линию, а в образовании вторых и третьих, кроме карстового процесса, принимает участие и эрозия. На дне эрозионнокарстовых и карстово-эрозионньтх логов расположены воронки с понорами.

Поноры — трубообразные в щелевидные отверстия в дне воронок, котловин и в тальвегах логов, оврагов и русел постоянных потоков. Поглощая поверхностные потоки воды и смытый материал, они отводят их в подземные полости и каналы. Появление их связано с щфкуляцией воды в толще растворимых пород. Нередко они дают начало образованию слепых и полуслепых логов и оврагов. В понорах поглощаются не только атмосферные воды, но и постоянные потоки.

При увеличении поноров в ширину образуются КАРСТОВЫЕ КОЛОДЦЫ.

Карры — микроформы карста. Они развиты на поверхности обнажающихся гипсов и ангидритов в крутых склонах речных долин и карстовых форм, имеющих форму неглубоких бороздок со сглаженными от растворения стенками. На дневной поверхности они быстро видоизмевяются процессами выветривания.

Карстовые полости — эаполненные водой или обломочным материалом, встречаются в толщах карстующихся пород. Они обнаруживаются при бурении скважин, инженерно-геологических исследованиях.

Карстовые провалы — чаще всего образуются в весеннее или осеннее время, в периоды длительного выпадения дождей, на склонах, реже в речных долинах и на поверхности междуречья.

Карстовые озера — наполневные водой вороики и котловины. Они развиты преимущественно на террасах рек, но значительное количество озер имеется и на междуречье. Карстовые озера очень разнообразны по форме своих днищ. Одни имеют четко выраженные берега, другие только начинают зарастать с окраин, а третьи сохранили лишь небольшие оконца посреди большого пятна осоковой заросли.

Карстовые родники и речки, несмотря на сравнительно небольшую величину площади питания, представлены в большом количестве. Родник карстовых вод выходит преимущественно в подошве или нижней части крутых склонов. Встречаются родники, выбивающиеся через толщу аллювиальных отложений террас и со дна русел рек. Дебит их колеблется от десятых долей литра до нескольких литров в секунду. Режим их деятельности неравномерен, он зависит от характера поступления в карстующиеся отложения тмосферных осадков. Карстовые речки характеризуются своим «исчезновением» в поглощающих понорах.

По условиям залегания карстуювщхся пород и характеру рельефа местности в Башкортостане четко различаются три его типа:

• 1 — Равниннй тип на преимущественно горизонтально залегающих карстующихся породах;
• 2 — Горный тип на сильно дислоцированном субстате;
• 3 — Равнинньй тип на складчато-глыбовой основе.

Равнинный тип карста на преимущественно горизонтально залегающих породах распространен в Предуралье. Здеюь широко представлены сульфатный и карбонатный Карст, а иногда они присутствуют одновременно, и в таких случаях возможно выделение смешанного сульфатно-каронатного класса (западное обрамление Уфимского плато).

В долине р. Ик в районе городов Октябрьский и Туймазы закарстованы карбонатные отложения кунгурского яруса и соликамской свиты Уфимского яруса. Здесь все карстопроявления расположены внутри контура, образованного пересечением базиса эрозии с карстующейся толщей, а современные карстопроявления развиты только там, где карстующиеся толщи залегают выше современного базиса эрозии.

В пределах I и II надпойменных террас долины р. Ик, где аллювий залетает часто на породах Уфимского яруса, развиты преимущественно воронки и колодцы, часто провального происхождения с открытыми понорами, представляющими собой входные отверстия в лабиринт пещерных ходов. Глубша воронок 2−10 м, реже до 17 м, диаметр 2−2,5 м, редко до 50 м. Кроме того, имеются несколько овраговкотловин размером 100 м х (150−750) м. Поверхность террас слабо волнистая. Повыщенне участки ее соответствуют останцам гипсоводоломитовой толщи, перекрытым уфимскими песчаянками и мергеляии. Понижения являются ложбинами размыва, выполненными делювиальнопролювиальными образованиями. Характерно, что карстопроявления сосредоточены по краям гипсовых останцов.

На левобережье р. Белой у г. Уфы и пос. Карламан, по данным М. С. Верзакова, диаметр современных воронок составляет 10—25 м, реже 25—50 м и очень редко до 100 м, а глубина их 1—8 м, редко до 12—17 м. Генезис воронок коррозионно-просадочный, коррозионно-суффозионный, коррозионно-эрозионный, реже коррозионно-провальный.

Наиболее благоприятны для развития карста очаги поглощения и разгрузки. В районе таких очагов на террасах воронки, как правило, располагаются в виде беспорядочных скоплений (карстовых полей), а вдоль тыловых швов террас — в виде цепочек, нередко образующих в результате слияния удлиненные замкнутые котловины. Такие котловины отмечаются в долине р. Белой и в районе городов Уфы, Благовещенска и в других местах. Плотность воронок на 1 км² по долинам р. Уфы и Демы в пределах карстовых полей от 8 до 800, в среднем около 100. Многие карстовые воронки заполнены водой.

Сульфатный карст пользуется наиболее широким распространением, особенно по правобережью р. Белой, на Бельско-Демском и Уфа-Бельском междуречьях, где гипсовая толща перекрыта продуктами уфимского яруса. Карстовый процесс развивается и проявляется на поверхности в мостах, где мощность водопроницаемого покрова до 8 м, а водоупорного покрова до 50 м. Карстопроявления конвентрируются в основном вдоль склонов долин рек, а так же оврагов и балок. Наличие трещин различного генезиса, особенно трещин бортового отпора, и близкое залегание гипсовой толщи от поверхности вдоль склонов является основной причиной инженерного развития карста на береговых склонах и в придолинной зоне. Этому способствует поглощение не только дождевых и талых вод через воронки и поноры, но и инфильтрация слабоминерализованных вод из вышележащих отложений уфимского яруса, а местами непосредственный контакт гипсовой толщи с речными водамн. Особенно сильно карст развит по правому склону р. Белой от г. Уфы до г. Благовещенска, по правому берегу р. Уфа, Уршак, Дема, в низовьях р. Аургазы, Ик (район г. Октябрьского), Изяк, Бирь и др. В районе г. Уфы около 85% всех карстопроявлений фиксируется именно на склонах долин рек. Плотность карстовых воронок на 1 км² здесь на крутых склонах достигает 18, на склонах средней крутизны 7—8, на междуречьях 4 и менее. Поверхностные формы карстопроявлений представлены главным образом воронками, часто провального генезиса. Диаметр их 10— 90 м, нередко 200 м, а глубина 5—40 м. На дне воронок встречаются открытые карстовые поноры, в больших объемах поглощающие атмосферную воду. Г. Г. Скворцовым по изменению минерализации поглощающих вод была определена скорость выщелачивания, равная 600 м³ породы в год.

Наряду с видимыми карстопроявлениями на многих участках склонов р. Уфы и Белой обнаруживаются погребенные формы карста. Так, в районе г. Уфы при разведке месторождений гипса зафиксированы многочисленные трещины бортового отпора, расширенные выщелачиванием и выполненные песчано-глинистым материалом. Ширина трещин от нескольких см до 12 м.

Кроме поверхностных и погребенных форм карста, связанных преимущественно с зонами поверхностной и вертикальной циркуляции, в береговой полосе широко развиты глубинные его формы, связанные в основном с зонами переходной, горизонтальной и глубинной циркуляции. Они представлены пещерами, отдельными кавернами и полостями. Так, в основании железнодорожной насыпи в районе г. Уфы бурением вскрыта система карстовых полостей, частично заполненных глиной, расположенных преимущественно в интервале сезонных колебаний уровня вод. Подобные явления имеются и в районе Благовещенска.

Наиболее известны в гипсах Уфимские и Благовещенские пещеры (правый берег р. Белой): Крясь-Тишик, Ледяная, Водяная, Новая в районе деревни Московки на правом берегу р. Ик. Небольшие пещеры имеются также близ сел Аскино, Дуванейское и Тигерменево.

Одним из показателей активности современного карстового процесса являются провалы. По неполным данным, на Уфимском карстовом косогоре с 1893 п 1990 гг. произошло 104 карстовых провала. Основной причиной образования провалов являются агрессивные подземные воды, постепенно расширяющие карстовые каналы и полости на контакте отложений соликамской и иреньской свит. При этом мощность закарстованной зоны не превышает 6—7 м. Нередко толчком для развития карста и образования провалов на склонах являются трещины бортового отпора, по которым происходит подземный приток воды из верхних горизонтов в нижние. Некоторые провала имеют внушительные размеры. Например, провал, образовавшийся в сентябре 1965 г. в средней части правого склона долины р. Уфы, имел длину 50 м, ширину 20 м, среднюю глубину м. Сильная закарстованность придолинной зоны в свою очередь является причиной концентрации здесь подземного потока и разгрузки вод в виде мощных карстовых родников в основании склонов долин рек или под руслом. У мест выхода родников отмечаются карстовые ниши, пещеры или воронки. Дебиты родников от 2—3 до 200—300 литров, а секунду. Крупные концентрированные родники известны по берегам рек Аургазы, Ар и Бирь.

Наряду с сильно закарстованными площадями на склонах долин рек встречаются слабо и совсем незакарстованые участки. Такие участки известны на правом берегу долины р. Белой у г. Уфы между автои железнодорожными мостами, на большей части правого склона долины р. Уфы в районе г. Уфы, на левом берегу р. Белой в районе с. Красный Яр и других пунктах. По мнению А. Г. Лыкошина (1%0), это объясняется неблагоприятными условиями инфильтрации вод из-за значительной крутизны склонов и слабой водопроводимости перекрывающих толщ уфимского яруса.

На водораздельных плато, где гипсьт перекрьгты толщей уфт’мских красноцветов, карст развит слабо. Редкие карстопроявления представлены здесь преимущественно воронками, реже слепыми оврагами. Воронки имеют диаметр от 2 до 50, реже до 100 м. Они часто заполненьт водой (оз. Солдатское в г. Уфе, оз. Безьтмянное у хут. Майское и др. на Уфа-Бельском междуречье). По происхождению воронки в основном коррозионно-просадочньте и коррозионносуффозионные. Карстопроявления связаны с близким от поверхности залеганием карбонатных пород уфимского яруса, которые, по-видимому, несмотря на малую мощность, также карстуются.

В целом на Уфимско-Бельском междуречье гипсово-ангидритовая толща под уфимскими отложениями закарстована слабо и лишь в приконтактовой зоне. Мощность этой зоны обычно 1—4 м, а ниже трещиноватость и закарстованность гипсов резко затухатот. Фильтрационньте свойства пород этой зоны изменяются от тысячных до десятых долей, но иногда достигают 50 м/сутки, что свидетельствует о неравномерной закарстованности гипсов.

В Юрюзано-Сылвенской депрессии, по данным дешифрирования, поверхностные карстопроявления встречаются на площади обнажений кошелевской свиты, в раврезе которой имеются линзы и прослои гипсов и значительные песчаники. Редкие одиночные карстопроявления отмечаютя и в отложениях лемезинской свиты. По данным Е. А. Лушникова (1956), карстопроявления здесь развиты преимущественно по долинам р. Ай, Юрюзань и их притоков. Основными формами являются воронки, иногда с понорами. У сел Ярославка, Тастуба, Дуван имеются и обширные депрессии, заполненные олигоценмиоценовыми глинами и песками. Диаметр воронок 5—10 м, реже до 50 м, а глубина 5−15 м. Они обычно сухие, одиночные или в виде карстовых полей (вблизи сел Михайловское, Пигучино, Митрофановка, Черношар, Чертан, Тастуба и др.).

Особо следует остановиться на зоне, переходной от карбонатного к сульфатному карету, обрамляющей с запада Уфимское плато. Эта зона отличается наиболее интенсивным развитием карста и наличием, по данным А. В. Турышева (1960), карстовых депрессий. Из них наиболее часты воронки. По данным дешифрирования, в пределах отдельных полей находится 80—500 воронок на 1 км², а среднем 100—250. диаметры воронок от 1,5 до 40 м. Многие из них (около 1000) заполнены водой. Весьма характерны также котловины, достигающие в поперечнике нескольких километров. Котловины с диаметром свыше 200 м имеются в районе сел Мишкино, Уразбаево, ст. Кундашлы. В их днищах наблюдаются как сухие, так и заполненные водой воронки. Котловина длиной 3—4 км и шириной 1,5— 2 км, с увалом-останцом шириной 300—700 м посредине известна на междуречье Тюльке-Тюба и Туз-Елга. В верховьях р. Бирь, на междуречье Бирь — Иняк и по левобережью р. Ар имеются древние погребенные карстовые котловины, выполненные глинами акчыгыльского яруса и плохо выраженные в рельефе. Сульфатный карст характерен для юго-восточного склона Русской платформы и Бельской депрессии, где сульфатные толщи кунгурского яруса или прослои гипсов в отложениях казанского яруса залегают лишь под маломощным чехлом глинисто-суглинистых элювиально-делювиальных и общесыртовых отложений. Карст наиболее интенсивен на Рязано-Охлебининском валу, особенно в пределах куноловидных поднятий (Варяжское, Охлебининское, Сухаевское и др,). По данным М. С. Верзаковаи В П. Костарева (1968), здесь распространены многочисленные воронки, колодцы, слепые и полуслепые овраги, суходолы, подземные полости, каналы и пещеры. Например, на Уфа-Симском междуречье на площади 373 км² зарегистрировано 4470 воронок. Они сухие и обычно с открытыми понорами. Лишь некоторые из них заполнены водой. Поверхностные водотоки, как правило, отсутствуют, а подземные воды залегают на глубине 50— 100 м. На Уршак-Бельском междуречье как вблизи долин так и на водоразделе имеются поля с тностью карстовых форм до 200 на 1 км². На площади 585 км² здесь насчитывается около 6000 воронок. Гипсы более закарстованы в зоне переходной циркуляции подземных вод. Мощность этой зоны наибольшая в придолинных частях. Так, на Нижне-Лекандинском месторождении гипса в этой зоне на глубине 25—40 м от поверхности вскрыты карстовые полости размером 0,7 — 6 м по вертикали. В целом степень закарстованности гипсов очень неравномерная.

В пределах Рязано—Охлебининского вала известно более 25 пещер. Наиболее крупные из них Куэшта (Куэштау).

571 м, Карламанская 198 м, Охлебининская 160 м, Курманаевская 75 м. В Курманаевских пещерах имеются подземные озера, а в Куэште подземный ручей. Характерно, что пещерные ходы часто совпадают с преобладающим направлением трещин. Так, в первой Курманаевской пещере оно совпадает с азимутами трещин С3 340° и СВ 20°.

Подкласс сульфатного карста установлен местами вдоль восточного борта и на юге Бельской депрессии, где преобладают карстовые воронки, достигающие 50—90 м в диаметре и 15—20 м в глубину. Встречаются также овраги, исчезающие ручьи, пещеры и древние карстопроявления в виде впадин, заполненных верхнемеловым и неогеновым отложениями. Пещеры у сел Петровское, Ишеевское, Табынское и других обычно небольшие и находятся на уровне поймы первой надпойменной террасы рек. В пределах Икско-Юшатырской части депрессии широко развиты крупные карстовые депрессии, образовавшиеся на структурах гипсово-ангидритовой толщи, позднее заполненные мезокайнозойскими отложениями.

На Бугульминско Белебеевской возвышенности покрытый карст (в виде воронок диаметром 7—50 м и глубиной 7—15 м) отмечен в долине р. Ик, по правобережью р. дДеы и в приустьевой части р. Уязы.

Изложенным не исчерпываются все разновидности и формы сульфатного карста в Предуралье. В частности, имеются сведения о карстопроявлениях в бассейне р. Сюнь, связанных с загипсованными песчаниками Уфимского яруса.

Карбонатный класс карста в Предуралье широко развит на Уфимском плато и небольшими участками на Бугульминско-Белееевской возвышенности.

На Уфимском плато карстуются нижнепермские породы, разбитые трещинами северо-западного и северо-восточного простирания, местами определившими направление эрозионной сети. Доказательством этого служат коленообразные сочленения прямолинейных участков долин, совпадающих с преобладающтм направлением трещиноватости. Карбонатные отложения почти повсеместно перекрыты элювиально-делювиальными глинистыми отложениями на междуречьях, аллювиально-пролювиальными в днищах логов и аллювиальными в днищах долин. В древних карстовых депрессиях встречаются также континентальные осадки олигоцена и неогена (глина, пески, галечники). Поэтому здесь развит преимущественно подэлювиально-делювиальный подкласс карста. Карстующиеся породы обнаруживаются лишь вдоль склонов эрозионной сети или в бортах крупных карстовых воронок и депрессий. Степень их за лекарстованности неравномерная. По имеющимся данным, известняки, доломитизированные известняки и доломиты филипповской свиты имеют более или менее равномерную закарстованность, главным образом, в виде мелких каверн и понор. Кремнистые известняки артинского яруса также слабо подвержены карстовым процессах, в них крупных полостей не встречается. Растворение происходит равномерно по многочисленным трещинам и прежде всего по трещинам напластования. Наибольшей закарстованностью отличаются чистые рифогенные и органогенные обломочные известняки артинского и сакмарского ярусов. Закарстованность в них носит сосредоточенный характер и представлена различными кавернами и полостями. Поверхностные карстопроявления на плато являются результатом развития карстового процесса в течение мезозоя и кайнозоя. А. Г. Лыкошин и д. С. Соколов (1954) для юго-западной части Уфимского плато установили две фазы карстообразования, имеющие ряд стадий. Начальная стадия первой фазы, связанная с резким подъемом плато в конце палеогена, оставила много крупных карстовых полостей, пещер, кавернозностей пород и т. д. Остатками первой фазы карстообразования несомненно являются многие трещины бортового отпора, расширенные выщелачиванием и превращенные в карстовьте каналы, и полости — наиболее характерные и распространенные формы карста на придолинных частях территории. В конечную стадию этой фазы, во время акчагыльской ингрессии моря, произошло заполнение долин рек Уфа и Юрюзань отложениями плиоцена и резкое ослабление карстового процесса на придолинных участках, а водораздельные пространства характеризовались прежней интенсивностью эрозионно-карстовых процессов. Вторая фаза карстообразования началась в четвертичный период, когда понижение базиса эрозии р. Уфы вызвало оживление карстового процесса. На междуречьях процесс развивался преимущественно на участках, лишенных глинистого чехла. Продолжалось расширение каретовых каналов под талвегами оврагов и происходила все большая трансформация поверхностного стока на подземный.

Среди различных форм карстопроявлений на плато весьма многочисленны воронки, колодцы, провалы, слепые овраги, суходолы, трещины, пещеры, каверны, карстрвые депрессии и полости, вскрываемые бурением. Наиболее распространены воронки. Они встречаются преимущественно в виде цепочек по днищам плоскодонных суходолов, в верховьях оврагов и на водоразделах на рвсстоянии 10—20 м, реже до 120 м, глубиной 2—10 м, реже 60 м. Дно их в большинстве случаев заилено, но нередко с открытыми понорами, через которые происходит инфильтрацияосадков. Некоторые воронки заполнены водой и представляют собой карстовые озера, которые на междуречьях обычно не имеют связи с водоносным горизонтом и вода в них пересыхает (оз. Кульваряш и ряд безымянных). Имеются также карстовые озера, тесно связанные с трещинно-карстовыми водами и наблюдающиеся в местах концентрированной разгрузки последних (родн. «Красный Ключ», «Сарва» и др.). «Красный Ключ» представляет собой два соединяющихся карстовых озера. Максимальная глубина одного из них 38 м, ширина 140—170 м. Родник «Сарва» вытекает из карстовой шахты глубиной 35 м. Размеры в плане 38×80 м.

Карстовые провалы, являющиеся показателем активности современного карстообразования, здесь довольно редки. Свежие провалы зафиксированы в верховьях Ключевского оврага, в днище Яман-Елги около пос. Сорочинская и Первомайокий, в Озером овраге и других пунктах. Нередко они образуются на междуречьях. Один из таких крупных провалов имеется между долинами Яман-Елги и Красного Ключа вблизи пос. Октябрьский. Диаметр его около 80 м, глубина около 60 м. Карстовые депрессии наблюдаются также сравнительно редко. Наиболее крупная из них «Черные Лога». Ряд депрессий имеется на междуречьях Ай и Юрюзань и Яман-Елга. Они выполнены рыхлыми кайнозойскими отложениями.

Для южной части Уфимского плато наиболее типичной формой карстопроявлений являются суходолы. Характерными суходолами являются Яман-Елга, Круш, Бердяшка и д. По большинству из них наблюдается прерывистый поверхностный сток за счет разгрузки водоносных горизонтов. Яман-Елга — один из наиболее интересных суходолов.

Большое развитие здесь имеют глубйнные формы карста связанные преимущественно с зонами переменной, горизонтальной и частично сифонной циркуляцией. Сюда относятся карстовые пещеры, карстовые каналы, полости, каверны. Большинство известных пещер находится по долинам рек Уфа и Юрюзань. В долине р. Уфы А. Г. Лыкоiлиным описаны четыре мелкие пещеры в районе д. Павловки. Длина их не превышает 15 м. Образование наклонно поднимающихся карстовых каналов, очевидно, связано с выщелачивающей деятельностью вод, нисходяящих по трещинам бортового отпора. Их устья расположены на высоте от 60 до 110 м над уровнем р. Уфьт. Карстовые каналы и полости являются основными путями циркуляции карстовых вод. Среди них А. Г. Лыкошин и Д. С. Соколов (1954) выделяют три типа. К первому относятся карстовые каналы, ориентированные вкрест долин и являющиеся путями фильтрации карстовых вод в направлении основной реки. Они, вероятно, нередко унаследуют одно из двух господствующих направлений трещиноватости. Такие каналы начинаются обычно от карстовых понор со дна воронок. Приуроченность воронок к верховьям оврагов позволяет предполагать, что направление каналов совпадает с направлением оврагов или близко к нему. Ко второму типу относятся карстовые каналы, ориентированные вдоль бортов древних эрозионных врезов и образованные за счет расширения трещин бортового отпора. Эти каналы наиболее разработаны и выдержаны по простиранию. Глубина их проникновения определяется глубиной распространения трещкн бортового отпора, а поперечное сечение достигает 1—1,5 м. По долинам рр. Уфы и Юрюзани такие каналы дренируют поток карстовьтх вод, движущихся с междуречий, а на отдельных участках служат путями транзита речных вод. О возможности транзита свидетельствуют более низкий по сравнению с рекой уровень подземных вод на отдельных участках долины и некоторое уменьшение расхода рек (дер. Трапезниково на р. Юрюзань). К третьему типу относятся карстовые каналы, развивающиеся по трещинам литогеветического происхождения. Они распространены очень мало, что объясняется, очевидно, слабым развитием первичных трещин и прерывистостью их на границах пластов. Следовательно, карстовый процесс и потоки карстовых вод локализуются в основном в каналах первых двух типов.

Для карста Уфимского плато характерен гидродинамический профиль со всеми зонами циркуляции подземных вод (по Г. А. Максимовичу): поверхностный, вертикальный, горизонтальный, сифонный, глубинный. Поглощение атмосферных осадков поверхностных водотоков здесь весьма типичное явление и вследствие этого подземный сток преобладает над поверхностным, а разгруака вод в виде карстовых родников с дебитами от десятков до тысяч литров в секунду происходит по западной окраине плато и вдоль крупных рек (Уфа, Юрюзань).

В пределах Бугульминско-Белебеевской возвышенности карстопроявления имеются на участках выходов на поверхность морской карбонатной фации верхнеказанского подъяруса. Основной формой являются карстовые воронки диаметром до 5—10 м, редко до 20 м, глубиной 1—5 м. Горный тип карста на сильно дислоцированном субстрате приурочен к толщам карбонатных пород, развитым в пределах западного склона Южного Урала (известняки денона, карбона), прибельской части Зилаирского мегасин клинория и Тирлянской мульды (известняки, доломиты силура и девона) и Башкирского мегасинклинория (известняки, доломиты саткинской, авзянской, катавской и миньярской свит верхнего протерозоя). Горный рельеф и сильная дислоцированность отложений, частое переслаивание карбонатных пород с некарбонатными при наличии многочисленных разрывных нарушений обусловили развитие здесь карста, отличающегося от равнинного глубиной проникнонения в толщу карстующихся пород, характером карстопроявлений и расположением их по площади и в разрезе.

В пределах Предуральского прогиба поверхностные карстопроявления на площади пород девона и карбона представлены в основном воронками глубиной 8—10 м, нередко имеющими овальную форму с большой осью (параллельной простиранию пластов) до 60 и с короткой до 10 м. Расположены они часто вдоль дна суходолов, вытянутых обычно согласно простиранию пород или зон тектонических нарушений. Плотность воронок на 1 км² возрастает с приближением к эрозионным врезам. Так, на междуречьях она не превышает 10, а на склонах и в долинах иногда достигает 30—40 на 1 км². По происхождению воронки коррозионные и коррозионно-провальные. Кроме воронок здесь встречаются колодцы (в бассейне рек Инзер, Сим), пропасти (пропасть Сумган общей глубиной 140 м на правобережье р. Белой) и суходолы. Последние являются характерными карстовыми формами рельефа и пользуются достаточно широким распространением. В верховьях суходоло в нередко имеется поверхностный стоя, который в дальнейшем исчезает (поглощается подрусловыми полостями) и появляется вновь на поверхность обычно у впадения сух долов в долину основной реки в виде карстовых родников с дебитом 50—100 л/сек. (суходолы Каменка, Атыш, Шульган, впадаюгцде соответственно в реки Ай, Лемезу, Белую). Такие родники, как правило, расположены выше уреза рек, что объясняется подвешенностью карстового водотока на кремнистых и глинистых разностях карбонатов или остановлением карстового процесса от общего базиса эрозии. Так, в долинах рек Ай, Инзер, Сим родники нередко расположены на 5—6 и даже 35—50 м выше уреза рек. Высотные родники свидетельствуют о существовании концентрированных карстовьтх водотоков в непосредственной близости или под суходолами. Наличие подрусловых тголотей создает условие для сложной взаимосвязи между поверхностными подземными водами. Например, о. Нутуш на отдельных участках питает подрусловые карстовые воды, на других наоборот. Подобная картина отмечена на р. Большой Инзер. Глубинные карстопроявления представлены многочисленными карстовъми каналами, полостями, кавернами и пещерами. Большинство известных карстовых пещер Башкортостана, в том числе Капова (1300 м) и Кутук-Сумган (4500 м), связаны с толщами карбона и девона. Пещеры имеются по долинам рек Белая, Нугуш, Селеук, Инзер, Лемеза, Сим, Ай и др. Многие из них приурочены к правым бортам долины, прорезающим карбоцатные толщи вкрест простирания (с востока на запад). Наиболее крупные пещеры (три Мурадымскме на р. Ик, четыре Кутукские на правобережье р. Белой, Хазинская и Ыласын в бассейне р. Селеук, безымянные на р. Нугуш, Салавата на р. Сиказе, Аскынская на р. Аскын, Игнатьевская на р. Сим, Лаклинская, Кургазакская и Идрисовская на р. Ай и ряд других), кроме уже отмеченных, имеют протяженность от 40 до 900 м. Общая протяженность всех известных пещерных ходов около 15 км.

Пещерные ходы в больпинстве случаев развиты вдоль тектонических нарушений или преобладающ. его направления секущих тектонических трещин С3 320—340° и СВ 20—40° простирания (Ыласын, Нижняя Мурадымовская, Капова, почти все пещеры урочища Кутук-Сумган) и расположены на различных отметках относительно современных врезов долин рек. Уровни горизонтальных ходов обычно соответствуют террасовым уровням ближайших рек. В ряде пещер сохранилось два и более этажей карстовых каналов, что свидетельствует об этапности опускания базиса эрозии. Например, в пещерах Сумган, Капова, Хазинская, Ыласын, Аскинская три этажа. Многие пещеры являются ледяными (Сумган, Аскинская, Капова, Ыласын и др.). Иногда в них имеются подземные озера или речки (Сумган, Капова, Мурадымовская, Ыласын). Для большинства пещер характерны натечные образования. Особенно многочисленны они в Кутукских пещерах, в Мурадымовской, в дальних гротах Каповой, пещерах Ыласын, Хазинская, Игнатьевская и др. ;

Буровыми работами обнаруживаются глубинные карстовые каналы и полости, не имеощие видимых выходов, а также отдельные формы погребенного (доакчагыльского) карста. Эти полости чаще выполнены обломками и дресвой в смеси с глиной и известково-доломитовой мукой. Высота их от 0,5 до 8,2 м. По данным Б. Ф. Костина и Н. М.

Затородневой, в долине р. Нугуш наиболее высокие значения коэффициента фильтрации известняков мощностью 5—10 м. Ниже наблюдается неравномерное, но неуклонное уменьшение водопроницаемости пород, на глубине 25—30 и они становятся слабо водопроницаемыми. Средние значения коэффициента фильтрации для всей 25—30-метровой толщи колеблются от 7 до 150 л/сутки. На месторождениях Южноуральского бокситового бассейна Б. Ф. Перевоачиковым установлено, что наиболее закарстована верхняя часть карбонатной толщи (выше уреза р. Ай), где имеются карстовьие полости размером до 5—10 м; выше и ниже главной долины размеры карстовых полостей до 1—1,5 м; на глубинах свыше 200—300 м от поверхности размеры карстовых полостей не превышают 1 м.

В прибельской части Зилаирского мегасинклинория и Тирлянской мульде развитию карста в известняках и доломитах силура и девона во многом, способствует долина р. Белой, которая от Белорецка и почти до выхода из гор заложена по простиранию этих толщ. По долине р. Белой и в устьевых ее притоках (Тютютени, Иргизлы и др.) участками наблюдается разгрузка карстовых вод в виде концентрированных родников. Воды их расположены, как правило, с повышением над уровнем реки, а дебиты иногда достигают десятков литров в секунду. Карстовые процессы здесь выразились в образовании карстовых воронок и пещер. Воронки широко развиты по многочисленным суходолам и плотность их более высокая на площадях распространения известняков нижнего и верхнего девона. Диаметр воронок 5—20 м, глубина 2—5 м. На дне их имеются открытые поноры, способствующие поглощению леверхностных вод.

Глубинные формы карста представлены пещерами, полостями и каналами. Наиболее крупные пещеры Кабантау и Мисьтау. Обычно направление пещерных ходов, как и большинство суходолов, а также цепочек карстовых воронок, совпадает с преобладающими направлениями трещиноватоси С3 2300 и СВ 40° в доломитах и известняках. Входные отверстия и пещеры располагаются преимущественно на высоте 3—5 м, 30—40 и 80—100 м и над урезом р. Белой, т. е. в основании соответствуют уровням развитых в долине р. Белой террас.

Кроме названных форм имеются древние погребенные карстовые карманы, воронки и впадины. Размеры их намного больше современных. Так, вблизи г. Белорецка в доломитах имеются многочисленные карстовые карманы и воронки глубиной до 34 м, погребенные под толщей глины с галькой и обломками, а также впадины глубиной до 45 м, длиной от 800 до 1000 м, вытянутые по простиранию известняков и выполненные олигоцен-миоценовыми рыхлыми отложениями.

В пределах Башкирского мегантиклинория карст изучен слабо. Здесь карстуются известняки и доломиты миньярской, катавской, авзянской и саткинской свит верхнего протерозоя. На площади известняков и доломитов миньярской свиты встречаются карстовые воронки (часто с понорами и пещерами). Однако степеньзакарстованности пород неравномерная, о чем свидетельствует различная степень концентрации подземных водотоков, питающих родники с разными дебитами, — от нескольких — литров в секунду до 100 л/сек. («холодный родник» у д. Усман-Гали в долине р. Большой Инзер). Среди известняков катавской свиты в районе г. Миньяр на берегу р. Сим Ф. Н. Чернышовым описан карговый пульсирующий родник «Пропащий», а к приконтактовой зоне их с песчаниками зильмердакской свиты приурочен Ассинский минеральный источник.

В разрезе авзянской свиты особенно сильно подвержена карсту реветская толща доломитов в пределах Вакало—Зигазинского межгорного понижения, в его ответвлении в верховьях р. Тюльмень и по левым притокам р. Катав. Карстовые воронки на юго-восточном склоне Сухих гор (бассейи р. Большой Курязя) достигают 60 м в диаметре и глубины 7 м. Закарстованность доломитов приводит к интенсивному поглощению поверхностного стока и к возрастанию роли подземного. За счет концентрированных подземных водотоков питаются высокодебитные родники по долинам рек Майгашли, усунды и др. На Верхне-Ашинском полиметаллическом месторожденки в зоне окисления вскрыт типичный древний карстовый рельеф с полостями и карманами. Карстовые полости в основном сосредоточены вдоль обнаруженных крутопадающих тектонических нарушений, — имеющих северо-западное распространение. Благодаря этому карст распространяется на значительную глубину.

Карбонатные породы саткянской свиты повсеместно сильно закарстованы на значительную глубину. Протекающие по ним ручьи и речки часто уменьшаются или теряют свой сток (р. Сюрюнзяк и др.). На Кьтзылташском месторождении магнезитов в зоне тектонического нарушения обнаруживались карстовые полости размером до 2 м и глубиной около 200 М. Мощность элювия вблизи тектонических зон на этом месторождении достигает 150—180 ы. В ряде скважин вскрываются пустоты, частично заполненные алевритово-пелитовым материалом и обломками известняка. Размеры полостей 0,3—3 м. Одной скважиной встречена полость Мощностью 25 м, выполненная доломитовой мукой. Такие полости выщелачивания и каверны наблюдаются обычно в ожелезненных прослойках магнезитов.

Равнинный тип карста на складчато-глыбовой основе распространен в Зауралье, где среди эффузивных образований участками развиты карбонатные породы карбона или линзы известняков силура и девона. Все отложения дислоцированы и разбитьх тектоническими разломами и трещинами. В условиях преимущественно равнинного рельефа породы коренной основы часто залегают под довольно мощной толщей элювиально-делювиальных отложений, поэтому здесь развит равнинный подэлювиально-делювиальньтй подкласс карста. Его особенностью является линейный фактор развития процесса, значительная глубина проникновения по зонам тектонических нарушений или литологических контактов, а отсюда и линейная концентрация карстовых вод. В целом наиболее интенсивно карст развит в карбонатных толщах кизильской свиты и в лиизах известняков среди вулканогенных отложений силура и девона. Его образованию в настоящее время значительно препятствует почти повсеместное наличие глинистого элювиально-делювиального покрова мощностью до 50 м. Поверхностные карстопроявления фиксируются на отдельных, обычно слабо перекрытых участках. Они представле ны воронками, каррами и встречаются в основном в бассейнах рек Малый Кизил и Янгелька (район пос. Смеловского, Каменный и Пещерный Лог и т. д.). Воронки развиты преимущественно на склонах долин и по днищам суходолов. Они часто имеют вытянутую форму с длинной осью, совпадающей с простиранием карстующихся пород или тектоническими нарушениями.

Для Зауралья характерно преобладание древних потребенных и глубинных карстопроявлений, что свидетельствует о более интенсивном развитии карста в геологическом прошлом. Глубинные формы карста в виде пещер фиксируются в Пещерном (ледяная пещера) и Каменном Логах. Вдоль разломов развиты погребенные древние карстовые формы, представленные депрессиями (полями) каррами, воронками, изветняковый останцами, полостями и кавернами. Они обнаруживаются на глубине до 200— 300 м. Многие древние карстопроявления выражены и в современнои рельефе (возможно, в виде чаш, отдельных озер, слепых оврагов и др.). Карстопроявления дрослеживаются и под рыхлой толщей, выполняющей долину р. Миндяк, а также древнюю долину р. Урал у дер. Уразово (до 0—70 м). Очевидно, карстом объясняется замкнутый характер понижений рельефа на правобережье р. Урал у дер. Юлдашево. Иногда они вытянуты параллельно реке и частично выполнены рыхлыми наносами.

Особенно интенсивно карст был развит в междуречье Урала и Янгельки, которое сложено карбонатными породами. Здесь в известняках образовались громадные понижевия-котловины: Пещерный и Каменный Лога и др. Нередко такие понижения унаследованы реками (участники долины р. Урал, Большой Кизил). Различные карстовые полости концентрируют подземный сток, а разгрузха вод происходит в долинах рек Малый Кизил и Янгелька, где имеется ряд родников с дебитом 40—50 л/сек. (Большой Ключ, Матвеев Ключ и другие в Челябинской области). На участке от устья р. Кирсянка до пос. Смеловского, наоборот, установлено поглощение известняками кизильской свиты вод р. Малый Кизил и ее притока Аналык, Большинство карстовых полостей, с которыми связан ряд месторождений огнеупорных тлин, бокситов и др., образовались в мезозойское время вдоль разломов.

Таким образом, карст оказывает большое влияние на гидрогеологическую обстановку. В первую очередь это влияние сказывается на характере распределения подземных вод, ибо существующие современные и древние карстопроявления способствуют трансформации поверхностного стока в подземный.

КЛИМАТ. Башкортостан расположен в глубине материка, где происходит наиболее частая смена воздушных масс умеренных, а субтропических широт с арктическими. Воздушные массы, часто приходящие летом с Атлантики, достигают территории Башкирии уже трансформированными в более сухие, континентальные массы. Зимой нередко бывает воздух азиатского антициклона. Поэтому климат Башкортостана континентальный, с умеренно теплым или иногда жарким летом и холодной зимой. Летняя жара усиливается благодаря соседству с юга засушливых стенных пространств Оренбургской и Челябинской областей, а также Казахстана.

С реднегодовая продолжительность солнечного сияния составляет:

в Москве — 1560 часов, в Уфе — 1941 часов, в Кисловодске — 2007,.

в Стерлитамаке — 2023,.

в Сочи — 2202 часа.

Не зря республику называют «солнечным Башкортостаном» количество солнечного времени в г. Стерлитамаке больше количества чем в Кисловодске.

Наиболее теплым месяцем являетоя июль, со средней температурой воздуха в северных, северо-восточных и горно-лесных районах 16—18°, а в юго-западных и юго-восточных районах 19—20°. Максимальная температура воздуха может в отдельные годы повышаться летом до 36— 40°. Жаркому или умеренно теплому лету в республике противостоит холодная зима, Которая характеризуется большой длительностью и устойчивостью. В самый холодный период зимы, с декабря по февраль, оттепели бывают редко, а если они и отмечаются, то очень слабые.

На разнообразие климата Башкирии в значительной степени влияет рельеф. Горный Урал, поднимаясь среди лесостепных и степных равнин вносит сильные климатические изменения в природу этих зон. С высотой температуры воздуха понижаются, что очень ярко выражается как летом, так и зимой. Если в Уфе (абс. высота 197 м) среднеиюльская температура воздуха составляет + 19,4° в Белорецке (абс. высота 564 м) +16,9°, а на хр. Таганай (абс. высота 1102 м) +11,2°.

Вытянутые с севера на юг хребты Урала создают резкое различие в климатических условиях на западных в восточных склонах. Среднегодовая температура уменьшается по направлению с запада на восток.

Вблизи горных массивов наблюдается резкое смещение изотерм.

Среднеянварские температуры воздуха в Уфе — 14,6°, в Белорецке — 16,8°, на Таганае — 17,7°.

Безморозный период в западной части Башкортостана продолжается от 55 на севере до 100 дней на юге, в горном Башкортостане — от 50 до 80 дней и в восточной части — от 65 до 100 дней.

Продолжительность залегания снежного покрова составляет в лесостепных и степных районах в среднем 155 дней, а в горно-лесных районах — до 175 дйей, В лееостепных и степных районах вследствие частых метелей снежный покров залегае крайне неравномерно.

Ярким показателем значительной континентальности климата служит средняя и абсолютная амплитуда температуры воздуха (таблица 4). Абсолютная минимальная температура воздуха на 31 декабря 1977 года в г. Уфе составила —55°.

Как видно из этой таблицы, амплитуда среднемесячной температуры по некоторым пунктам республики равна 330 и 33° для Саратова. Абсолютная амплитуда достигает 86—88 против 80 для Саратова. Таким образом, по степени континентальности Башкортостан занимает одно из первых мест в Европейской части России.

В соответствии с ясно выраженной континентальностью климата в Башкортостане резко выделяются холодный и теплый, периоды года. Осень и весна — переходные сезоны проходят быстро и нередко характеризуются интенсивным развитием сезонных явлений. Особенно это касается весны, которая иногда проходила в 40—50 дней, когда природа по существу почти сразу переходит от зимних к летним условиям погоды.

К особенностям климата следует отнести большую изменчивость погоды в основном в теплое время года. Особенно неустойчива она бывает весной, с резкими колебаниями температуры от вспышки тепла до возврата холодов, а также длительный период отрицательных температур, суровость зимы, большие амплитуды колебания температуры в годовом и суточном интервале, неравномерность распределения осадков по территории и сезонам года, значительные отклонения от средних норм годового количества осадков, быстрая смена погоды и ее постоянство до годам. Осадки по территории и во времени распределяются весьма неравномерно (таблица 5).

Преобладающими ветрами республики являются южные и юго-западные. Так, например, в зимнее время в степных районах преобладают южные (Мелеуз — 38%, Раевка— 35%) и юго-западные ветры (Мелеуз __20%, Раевка — 23%). Эти обстоятельства имеют большое значение при проектировании лесных полезащитных полос.

В восточной половине территории Башкортостана располагается горный массив древнего Урала, резко возвышающийся над прилегающими равнинами Приуралья и Зауралья. Южноуральский горный массив является наиболее увлажненной зоной в Башкортостане. На его территории выпадает до 550—750 миллиметров и более осадков в год. Этот горный массив выдвинул лесную зону далеко на юг, в глубь лесостепи и степи. Сумма осадков за год в г. Учалы составляет 390 мм, а в южной части Зауралья в Акъяре и п. Самарском — 270 мм. Причем, западный склон Южного Урала, вытянутый почти под прямым углом к направлению господствующих западных влажных ветров, в среднем получает осадков на 200—250 мм больше, ем восточный. На восточный склон Урала воздушные массы приходят уже потерявшими значительное количество влати. Здесь осадков выпадает менее 450 мм, а в самой юговосточной равнинной части Башкортостана — менее 300 мм.

Разницу в сумме осадков на завадном и восточном склонах имеют также Уфцмское плато, Бугульминско-Белебеевская возвышенность и Общий Сырт.

Большая часть осадков (от 40 до 60%) выпадает за три летних месяца, особенно в июле. Однако бывают годы с летней засухой: по два месяца и больше не выпадает дождей.

По характеру климата территорию Баглкортостана можно разделить на 5 районов.

Районы.

I— более теплый район;

II — теплый район;

III — менее теплый район;

IV— прохладный район;

V — холодный район.

1. Более теплый район (остепненный) Включает следующие административные районы: Туймазинский, Буздякский, Давлекановский, Чишминский, Альшеевский, Стерлибашевский, Зианчуринский, Кугарчинский, Куюргазинский, Хайбуллинский, Белебеевский.

Годовая сумма осадков составляет от 390 мм в Чишминском районе до 500 Мм на юге. Район отличается малотежностью — высота снежного покрова к 1 января составляет 14—17 сы, а к 10 марта повышается до 20— 25 см. Число дней с метелями за зиму насчитывается до 30—36. Подолжительность безморозных дней колеблется т 110 до 130.

II. Теплый район (лесостепной) Сюда входят следующие административные районы:

Краснокамский, Илишевский, Бакалинский, Шаранский, дюртюлинский, Чеимагушевский, Мишкинский, Бирский, Кущнаренковский, Благоварский, Благовещенский, Уфимский, Иглинский, Кармаскалинекий, Ермекеевский, Бижбулякский, Федоровский, Баймакский, Ишимбайский, Мелеузовский, Миякинский, Стерлитамакский, Аургазинский.

Безморозных дней — от 113 (Бакалы) до 138 (Кушнаренково).

III. Менее теплый район.

Сюда входят районы: Янаульский, Татышлинский, Калтасинский, Бураевский, Балтачевский, Нуримановский, Архангельский, Гафурийский, Учалинский, Абзалиловский Сумма температур за период выше 100 от 1800 до 2000.

Сумма осадков в год от 400 мм (запад) до 650 мм (восток). Безморозньгх дней 108.

IV. Прохладный район (лесной).

Сюда входят районы: Аскинский, Караидельский, Мечетлинский, Белокатайский, Дуванский, Кигинский, Салаватский.

Район отличается сравнительно прохладным летом и морозной зимой.

V. Холодный район (горный, горно-лесной).

Сюда входят районы: Белорецкий, Бурзянский, 3иларский, частично Учалинский, Абзелиловский, Баймакский, Хайбуллинский и западные их части.

Наибольшее число заморозков наблюдается в горнолесных и северо-восточных районах Башкортостана. В отдельные годы горно-лесной зоне в мае наблюдается 20— 25 дней с заморозками, в июне 3—4 дня, в августе до 2 и в сентябре до 11—15 дней (таблица 6, 7).

Наименьшее количество заморозков отмечается в Бирске, Уфе, Стерлитамаке, где в мае дней с заморозками бывает не больше 7—9, в июне заморозки очень редки (в 20 лет один раз), а в июле и августе заморозков практически не бывает.