Физическая география СНГ (Азиатская часть)
Экологический кризис Приаралья – это
комплексная территориальная проблема. Ее решение требует отказа от монокультуры
хлопчатника, введения рациональных люцерновых севооборотов, широкое внедрение
биологических способов борьбы с вредными насекомыми. На обнаженных землях дна
Аральского моря необходимо проведение фитомелиоративных работ. На авандельтах
Амударьи и Сырдарьи, вокруг городов Аральск и Муйнак надо создать зеленые зоны.
Там, где не приживется растительность, для предотвращения выноса ветрами солей
и пыли использовать физические и химические методы закрепления поверхности.
Пример Арала показывает, что правильное и
своевременное решение экологических проблем необходимо не только для сохранения
природы, но и для оптимального экономического и социального развития региона.
ГОРЫ СРЕДНЕЙ АЗИИ И КАЗАХСТАНА
Горы Средней Азии и Казахстана окаймляют
Туранскую равнину и Казахский мелкосопочник с юга и юго-востока. Они
протянулись от западных окраин Копетдага до восточных подножий Саура на 30° по
долготе и почти на 12° по широте.
Эта обширная горная территория довольно
разнообразна по природе и достаточно отчетливо подразделяется на отдельные
горные системы: Саур и Тарбагатай, Джунгарский Алатау, Тянь-Шань, Памир и
Копетдаг. И в то же время все эти горы объединяют некоторые общие черты,
обусловленные, прежде всего их положением во внутренних частях Евразии, на
значительном удалении от океанов, в южных широтах СНГ. Черты аридности, ярко
выраженные на соседних равнинах, где господствуют пустыни и полупустыни,
отчетливо прослеживаются и в природе гор. Здесь аридные пустыни и степные
природные комплексы распространены не только в нижних частях гор, но
встречаются и на больших высотах во внутренних их частях. Лишь в хорошо
увлажненных высокогорьях они сменяются луговыми комплексами, вечными снегами и
ледниками.
Для всех горных систем Средней Азии и
Казахстана характерны также тектоническая активность и высокая сейсмичность,
молодость горного рельефа, большие абсолютные и относительные высоты,
принадлежность к бессточному бассейну Евразии. С большими высотами,
достигающими в Тянь-Шане и на Памире 5000-7500 м, а в окраинных системах – 3000
м, связано широкое распространение горного оледенения.
Различия природы в пределах гор Средней Азии и Казахстана определяются,
прежде всего, рельефом, сформировавшимся на разновозрастных тектонических
структурах – каледонских, герцинских, альпийских – и прошедшим сложный путь
развития. Сведения о горных районах Средней Азии и Казахстана вплоть до
середины XIX в. были весьма неполными и отрывочными. Они были получены как в
результате непосредственных наблюдений путешественников, так и опросным путем.
В 40-50-х годах появляются обобщающие картографические произведения и описания
гор Средней Азии, в том числе подробная карта Иссык-Куля и окружающих его
хребтов. С 50-х годов русские ученые и путешественники значительно расширили
свои исследования гор Средней Азии.
Наиболее значительными экспедициями второй
половины XIX в. были экспедиции П. П. Семенова и Ч. Ч. Велихова, открывшие пути
в Тянь-Шань и на Иссык-Куль и давшие первые научные сведения о них. Открытия и
наблюдения П. П. Семенова в Тянь-Шане, их значение в исследовании этой горной
страны позволили считать его первым исследователем Тянь-Шаня.
В советские годы для изучения гор Средней Азии
отправляются уже не исследователи-одиночки, а большие, хорошо оснащенные
экспедиции, работавшие ряд лет: Пирамская (1928 г.). Таджикская комплексная,
Таджикско-Памирская, двухлетняя академическая экспедиция во Внутренний
Тянь-Шань, украинские экспедиции в район пика Хан-Тенгри (1929-1930 гг.), экспедиции
геодезистов и топографов в 30-40-е годы XX столетия на Тянь-Шань и Памир,
Копетдагская экспедиция, экспедиции Международного Геофизического года, экспедиции
МГУ и т. д.
В горах регулярные наблюдения ведут
метеорологические станции и гидрологические посты, комплексная
физико-географическая станция Академии наук Киргизии.
В послевоенные годы особенно большое внимание
уделялось гляциологическим исследованиям и изучению водных ресурсов гор с целью
их использования для орошения и обводнения земель Туранской равнины, выявлению
минеральных и гидроэнергетических ресурсов, горных пастбищ и земельных ресурсов
котловин.
Орография.
Горы Средней Азии и Казахстана принадлежат к
Европейско-Азиатскому горному поясу, пересекающему с запада на восток весь
материк. В западной части это единый, монолитный пояс, протягивающийся через
Европу и Переднюю Азию, от Пиренеев до Копетдага и Памира. Памир представляет
собой горный узел. К востоку от него отходят две горные цепи: одна – на
юго-восток к Гималаям, другая – на северо-восток через Тянь-Шань, Джунгарский
Алатау, Тарбагатай, Саур и горы Южной Сибири почти до побережья Охотского моря.
Тянь-Шань и Памир входят в состав центральной, наиболее высокой, части этого
пояса, так называемой Высокой Азии.
Геологическое строение и история
развития
В основании разновозрастных тектонических
структур гор Средней Азии и Казахстана залегают древние жесткие массивы,
испытавшие складкообразовательные движения еще в протерозое и отчасти в архее,
которые входили в состав существовавшей здесь протоплатформы. Слагавшие ее
отложения представлены сильно метаморфизованными и перекристаллизованными
породами: гнейсами, амфиболитами, кристаллическими сланцами, мраморами,
основными и кислыми магматическими породами. На дневную поверхность они выходят
в юго-западной части Памира и в осевых частях некоторых антиклиналей Северного
Тянь-Шаня.
Разновозрастными глубинными разломами
протоплатформа была разбита на отдельные блоки, характеризовавшиеся различной
подвижностью.
На большей части территории верхний
структурный ярус гор создан палеозойской складчатостью. Тянь-Шань, Джунгарский
Алатау, Саур и Тарбагатай, Северный Памир и Таджикская котловина входят в
состав Урало-Тянь-Шаньского палеозойского складчатого пояса. Северный Тянь-Шань
и часть Внутреннего являются каледонским срединным массивом, остальные
структуры созданы герцинской складчатостью. Большая часть Памира и Копетдаг
принадлежат к альпийским складчатым системам Средиземноморского пояса.
Общий структурный план гор характеризуется
субширотным простиранием тектонических зон, которые разделяются глубинными
разломами. В пределах разновозрастных тектонических зон преобладают
антиклинории. Разделяющие их синклинории редуцированы и имеют грабенообразный
характер. Антиклинории Южного Тянь-Шаня имеют обычно веерообразное строение.
Древние структуры Тянь-Шаня осложняют наложенные на каледониды и герциниды
кайнозойские впадины: Иссык-Кульская, Ферганская, Нарынская и более мелкие.
Памир является частью огромного по протяженности
меридионального блока земной коры ограниченного разломами, проходящими западнее
(примерно по 70° в. д.) и восточнее Памира. Для этого древнего блока характерна
резкая приподнятость фундамента, который в юго-западной части Памира выходит на
поверхность, образуя срединный массив. Его окаймляют антиклинории
Юго-Восточного и Центрального Памира, разделенные глубинным разломом.
Раньше всего подвижность приобретают северные
блоки про-топлатформы. В Урало-Тянь-Шаньском поясе уже в нижнем палеозое в
результате нескольких фаз каледонской складчатости создается срединный массив в
Северном Тянь-Шане. В течение среднего и верхнего палеозоя в Северном Тянь-Шане
продолжалось воздымание гор с одновременной их денудацией. Происходило
формирование наложенных впадин и заполнение их продуктами разрушения окружающих
гор.
Герцинский орогенез проявился здесь в виде двух или трех фаз
складчатости. В девоне формируются складчатые структуры в Джунгарском Алатау,
Сауре и Тарбагатае, а также и в антиклинальных поднятиях, окаймляющих
каледонский массив с юга, в конце нижнего карбона – в Северном Памире.
Возникшие горы начинают интенсивно подниматься и разрушаться. Процессы
складкообразования постепенно приводили к сокращению площади, занятой
прогибами, и к увеличению областей сноса материала. Формирование складчатых
структур в прогибах Южного Тянь-Шаня произошло в конце ранней перми.
Таким образом, Урало-Тянь-Шаньский пояс к
концу палеозоя утратил былую подвижность и превратился в складчатую область, а
областью наибольшей активности становится Памир. На рубеже триаса и юры
здесь проявилась складчатость, сопровождавшаяся формированием гранитных
интрузий. В юрский период накапливается мощная толща морских отложений
(песчаников, известняков), среди которых в Центральном Памире встречаются
вулканогенные отложения. В конце поздней юры – начале мела происходит складчатость,
территория воздымается и Памир вступает в орогенный этап развития. Такое раннее
заложение и закрытие прогиба не свойственно альпийским складчатым областям и
сближает Памир с мезозоидами Тихоокеанского пояса. На орогенном этапе в мелу и
палеогене широко проявляется гранитоидный магматизм, сходный с магматизмом
Верхоянско-Чукотской складчатой области и Сихотэ-Алиня.
Таким образом, Памир имеет сложную гетерогенную
структуру. С раннего карбона до палеогена Памир развивался как область
мезозойской складчатости. К концу палеогена он был превращен в единую область
сноса.
Для областей палеозойской складчатости
(Тянь-Шань и др.) мезозойско-палеогеновый этап был платформенным этапом
развития, во время которого заложились основные черты современной
морфоструктуры гор. В это время началось прогибание на месте таких крупных
котловин, как Ферганская и Таджикская, а также более мелких (Илийской,
Иссык-Кульской, Нарынской, Аксайской и др.), заполняющихся континентальными и
лагунными отложениями. Уже в триасе началось глубокое опускание фундамента
вдоль зоны Таласо-Ферганского разлома, разделившего Тянь-Шань на две части:
северо-восточную, относительно приподнятую, где господствовал рельеф денудационных
равнин, и юго-западную, относительно пониженную, значительные части которой в
мелу и палеогене затапливались мелководными морями. В них отлагались
гипсоносные и соленосные породы.
Таким образом, на мезозойско-палеогеновом этапе
происходило дальнейшее выравнивание поверхности в областях палеозойской
складчатости путем денудации складчатого основания – в одних районах и
накопления морских отложений чехла – в других.
Вдоль юго-западной окраины Туранской равнины в
мезозое на доюрском основании формируется прогиб, в котором в течение, юры –
среднего палеогена накопились мощные (6-8 км) толщи морских карбонатных и
терригенных отложений. В конце среднего палеогена (эоцена) в прогибе начинаются
складкообразовательные движения. В течение эоцен-четвертичного времени на месте
прогиба воздымается складчатая система Копетдага, образуются Предко-петдагский
прогиб и Закаспийская впадина. Все современные структуры Копетдага сформированы
альпийской складчатостью.
Сравнение орографической и тектонической схем
выявляет далеко не полное совпадение орографических районов и тектонических
структур. В формировании современного орографического рисунка и изменении высот
в пределах гор ведущая роль принадлежит новейшим тектоническим движениям.
С ними связаны интенсивные поднятия гор. Наряду с поднятием происходило
образование разломов, складок большого диаметра, вертикальные и горизонтальные
смещения.
По мнению большинства исследователей, общий
подъем гор начался в неогене, а максимальной интенсивности он достиг на границе
неогена и четвертичного времени. Поднятие гор происходило не постепенно, а
импульсами, получившими название тектонических фаз.
Воздымание гор связывают с коллизией Индийской
и Евроазиатской плит. Этим обусловлена наиболее ранняя активизация новейших
движений на Памире, где с начала неогена возобновляются интенсивные
тектонические движения и появляются новые тенденции, сближающие Памир со
Средиземноморским складчатым поясом. По направлению к северу начало новейших движений
смещается на все более позднее время и в районе Северного Тянь-Шаня и
Джунгарского Алатау приходится на конец плиоцена. О начале поднятий судят по
увеличению крупности материала, сносимого с гор в соседние котловины
(накопление валунно-галечного материала).
Суммарный размах неоген-четвертичных
тектонических движений, установленный по современному положению морских
палеогеновых осадков в котловинах и на вершинах хребтов, достигает 11-14 км.
О характере новейших движений можно судить по
положению донеогеновой поверхности выравнивания в разных частях гор Средней
Азии. Ее фрагменты сохранились на разных высотах: в окраинных частях, в низких
горах – низко, в Заилийском Алатау на высоте 4000 м, в наиболее высоких хребтах
Внутреннего Тянь-Шаня – 5000 м, на Памире – 6000 м и более.
Новейшие вертикальные движения не только
оживили старые глубинные разломы, но и создали молодые, ограничивающие многие
хребты и котловины. Наряду с вертикальными движениями по разломам происходят и
горизонтальные перемещения, сдвиги и надвиги от 9 до 15 км.
О продолжающихся тектонических движениях
свидетельствует и высокая сейсмичность гор Средней Азии. Здесь нередки
землетрясения силой 8-10 баллов. Они связаны с молодыми, тектонически активными
структурами, развитие которых продолжается до настоящего времени. Выявлена
приуроченность эпицентров разрушительных землетрясений к местам сочленения
крупных морфо-структур – к зоне сочленения Тянь-Шаня с Казахской складчатой
страной на севере и с Таримским массивом и Памиром на юге. Кроме того, была
отмечена высокая сейсмическая активность в зоне сочленения крупных впадин и хребтов.
Наиболее разрушительные землетрясения происходили только в пяти сейсмоактивных
зонах: Северо-Тяньшаньской, Южно-Тяньшаньской, Чаткало-Ферганской, Памиро-Гиндукушской
(Центрально-Памирской) и Копетдагской. Особенно большие разрушения причинили Вернинское
(Алма-Атинское) – 1908 г., Ашхабадское – 1948 г. Ташкентское – 1966 г. землетрясения.
В процессе длительного развития оформились
морфоструктурные особенности гор Средней Азии и Казахстана. Тянь-Шань, Саур,
Тарбагатай, Джунгарский Алатау, часть хребтов Памира относятся к поясу
возрожденных, складчато-глыбовых гор. Часть Памира и Копетдаг – молодые горы –
глыбово-складчатые и складчатые.
Типы рельефа
Характерной особенностью рельефа гор
Средней Азии и Казахстана является ярусность основных типов рельефа и широкое
развитие поверхностей выравнивания, фрагменты которых расположены на различных
гипсометрических уровнях, а в котловинах перекрыты чехлом рыхлых
неоген-четвертичных отложений.
Поверхности выравнивания являются реликтами древнего сглаженного рельефа,
сформировавшегося на территории гор до начала общего сводового поднятия.
Характер их различен. В одних случаях – это средневысотные сглаженные
горы, на 1-1,5 км поднимающиеся над уровнем нагорных равнин, в других –
мягкохолмистые или мелкосопочные нагорные равнины с относительными превышениями
от нескольких десятков до 250-500 м, в третьих – почти предельная
равнина с обширными плоскими участками – джонами – результат абразии мелового и
палеогенового морей. Распространены они во всех горных системах крупными
участками и отдельными фрагментами на вершинах горных хребтов и их склонах.
Наиболее широко поверхности выравнивания
представлены во Внутреннем Тянь-Шане и Восточном Памире. Для Внутреннего Тянь-Шаня
характерны широкие плоскодонные долины – сырты, сглаженные вершины горных
хребтов, небольшие относительные высоты (0,5-1 км).
Большие площади занимают поверхности
выравнивания в Джунгарском Алатау, около трети территории – в Сауре и
Тарбагатае, в невысоких хребтах Таджикской депрессии и западной периферии
Тянь-Шаня.
Ледниковый высокогорный (альпийский) рельеф весьма характерен для гор Средней Азии.
Современные ледники занимают в Тянь-Шане и на Памире примерно 2-2,5% территории
горных сооружений, а площадь древних оледенении превышала ее в 4-6 раз. Таким
образом, альпийский рельеф распространен достаточно широко. Для него характерна
значительная глубина расчленения, большая амплитуда высот, преобладание
крутосклоновых узких гребней с труднодоступными пиками. Наряду с обычным для
гор, подвергавшихся оледенению, «набором» форм ледникового рельефа (троги,
кары, цирки, пики) здесь имеются своеобразные узкие и глубокие троги ледников
туркестанского типа и моренные террасы с холмисто-западинным рельефом. Днища
боковых трогов обрываются к днищу главного трога уступом высотой 50-200 м.
Особенно типичен альпийский рельеф для районов
современного оледенения: северо-западного Памира, горных узлов Хан-Тенгри,
Матчинского (сочленение Зеравшанского, Туркестанского и Алайского хребтов),
Талгара, массива Акшийрак и др., для осевых частей Джунгарского Алатау. Древний
ледниковый рельеф распространен в хребтах с высотами более 3000 м на севере и более
4000 м на юге. Не характерен он для Копетдага.
Эрозионный рельеф пользуется наибольшим распространением в горах. Он
сформировался в результате расчленения древних поверхностей выравнивания
водными потоками. Максимальная глубина расчленения характерна для склонов
сводообразных горных поднятий. Во внутренних частях гор, а также в периферийных
горных районах с меньшими высотами глубина расчленения уменьшается.
В среднегорном эрозионном рельефе господствуют
крутосклоновые хребты, глубоко врезанные долины, ущелья с очень крутыми
берегами. Глубина расчленения здесь составляет от 0,4-0,8 до 1-1,5 км, а в
Западном Памире – до 2,2 км. Это объясняется не только большой высотой гор,
обусловленной амплитудой новейших поднятий, но и аридностью климата, которая
предопределяет некоторую замедленность основного склонового процесса – дефлюкции.
Перепады высот на расстоянии 10-15 км достигают 4000-5000 м.
При большой крутизне склонов нарушается
устойчивость горных масс, поэтому часто возникают обвалы и осыпи. Широкому
развитию обвально-осыпных процессов способствует также сейсмичность гор. Мощные
обвалы перегораживают долины рек, а за ними образуются завальные озера.
Низкогорный эрозионный рельеф характерен для окраинных частей горных сооружений.
Невысокие горы имеют склоны крутизной 10-20°, спускающиеся к широким речным
долинам. На склонах во многих местах сохранились широкие участки древних
террас. Вершинные гребни часто широкие и плоские, иногда закругленные.
Абсолютные высоты вершин колеблются в пределах от 500-600 м до 2000 м.
Относительные превышения междуречий над ближайшими долинами составляют 200-400
м.
К подножию гор примыкают подгорные
аккумулятивные равнины, сложенные материалом, вынесенным реками с гор. Чем
выше горы, тем больше материала выносят реки, тем шире полоса подгорных равнин.
Так, у подножий Киргизского, Заилийского Алатау, западного окончания Чаткальского
хребтов ширина подгорных равнин – 40-60 км, у Копетдага и Тарбагатая – 25-30
км, у Каратау – 15-20 км. Наклон поверхности плавно уменьшается от гор.
Поверхность равнин слабовогнутая, практически плоская. Русла рек часто чуть
приподняты над ней, обрамлены распластанными прирусловыми валами и распадаются
на многочисленные рукава. По существу подгорные равнины – это слившиеся сухие
дельты.
Страницы: 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9, 10, 11, 12, 13, 14, 15, 16, 17, 18, 19, 20, 21, 22, 23, 24, 25, 26, 27, 28, 29, 30
|
|