Физическая география СНГ (Азиатская часть)

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.

Рельеф межгорных впадин аккумулятивный. В центральных частях котловин

формируются аллювиальные и озерные равнины, иногда подверженные дефляции.

Некоторые котловины заняты озерами (Иссык-Кульская). Ближе к бортам

располагаются полого-наклонные пролювиальные равнины – слившиеся конусы

выноса рек, выходящих из гор. Обычно края шлейфов густо расчленены оврагами

и короткими долинами временных водотоков (саев). Это – адыры.

В горах Средней Азии и Казахстана чрезвычайно интенсивны современные

рельефообразующие процессы, многие из которых приобретают катастрофический

характер. Особенно характерно перемещение обломочного материала,

подготовленного процессами физического выветривания, вниз по склонам. Это

перемещение осуществляется грязекаменными селевыми потоками во время

сильных дождей и снежными лавинами в период раннего снеготаяния. Обычен

гравитационный снос материала в виде камнепадов, обвалов, осыпей и

оползней, также наиболее активных весной. В краевых частях гор и на

подгорных возвышенностях обломочный материал переносится временными

водотоками. Активизации процессов сноса материала способствует высокая

сейсмичность гор.

Данные о характере современных процессов должны учитываться при

хозяйственном освоении гор и прежде всего при разнообразном строительстве.

Игнорирование их нередко влечет за собой разрушение сооружений или

серьезные убытки.

Климат

Горы Средней Азии и Казахстана расположены в довольно низких широтах и

характеризуются значительной интенсивностью инсоляции. Высота стояния

солнца в летние месяцы в горах составляет 70-72°, а во второй половине

декабря, в период самого низкого стояния солнца, в полдень не опускается

ниже 25°. Число часов солнечного стояния достигает 2500-3000 в год.

Суммарная радиация изменяется от 120 ккал/см2 у северного подножия

Джунгарского Алатау до 140 ккал/см2 у подножия Южного Тянь-Шаня и

Копетдага, а в Таджикской котловине даже до 160 ккал/см2. Таким образом,

при значительном протяжении территории с севера на юг (36-48°) термические

ресурсы существенно изменяются. Радиационный баланс сильно уменьшается с

подъемом в горы из-за большого излучения в условиях малой облачности.

Горы лежат в пределах центральной части Евразии, удалены на тысячи

километров от океанов и характеризуются четко выраженным континентальным

климатом. Для него характерны большие суточные и сезонные колебания

температур, сухость воздуха и малая облачность. На западе Ферганы, лежащей

примерно на широте Лиссабона, средняя температура января равна 0,7°С, июля

+28,6°С, абсолютный минимум +18°С, а в Лиссабоне, соответственно, +10,3

+21,7 и +1,5°С.

Континентальность характерна для всех гор Средней Азии и придает им

черты некоторого климатического сходства. Континентальность нарастает к

востоку.

Горы до высоты 2500 м имеют тот же характер циркуляционных процессов,

что и примыкающая к ним Туранская равнина. Верхние части гор с высотами

более 2500 м попадают в сферу действия высоко проходящих западных воздушных

течений, и влияние окружающих пустынных равнин доходит до них в ослабленном

виде или не доходит совсем.

В зимнее время циклоны, формирующиеся на Иранской ветви полярного

фронта, довольно часто прорываются в горные районы Средней Азии, особенно в

их южную часть, нарушая устойчивое антициклональное состояние погоды. Эти

циклоны приносят с собой ветры переменных направлений, резкие колебания

температуры, облачность и большие запасы влаги, которые выпадают в виде

осадков на южных и юго-западных склонах хребтов и, прежде всего Гиссар-

ского, где сумма осадков за ноябрь – февраль составляет 500 мм. На северных

же склонах воздушные массы, перевалившие через хребты, опускаются, образуя

фены.

При относительно низкой зимней температуре конденсация водяных паров

начинается на меньшей высоте, чем летом, поэтому максимальное количество

осадков, приносимых зимними циклонами, выпадает на высоте около 1500 м,

тогда как летом на уровнях, близких к 3000 м.

Неустойчивость погоды создается в зимнее время также вторжениями с

севера холодных воздушных масс, которые распространяются по прилежащим

равнинам, способствуя сильному понижению температур и усилению сухости

воздуха. Сильно охлажденный воздух тяжелый. Распространяясь по равнине, он

не заходит в предгорья выше 500-600 м, поэтому наблюдается инверсионное

распределение температур: в предгорьях зимы более мягкие, чем на той же

широте на равнине. Межгорные котловины, защищенные горами от вхождения

холодного воздуха из отрога Азиатского максимума, имеют более высокие

температуры. Особенно хорошо защищена от таких вхождений Таджикская

котловина. Средняя температура января здесь составляет +1-3,5 °С.

Положительны январские температуры также в предгорьях Копетдага и

Гиссарского хребта.

В направлении к северу январские температуры понижаются от -2-4 °С в

предгорьях Южного и Западного Тянь-Шаня до -6-8 °С у подножия Северного

Тянь-Шаня. В предгорьях Джунгарского Алатау, Саура и Тарбагатая средняя

температура января составляет -10-12 °С. В верхних частях гор она

понижается до -20-22°С.

Большую роль в формировании температурного режима в горах Средней Азии

играют горно-долинная циркуляция, фены и различные местные ветры. Долины и

склоны, находящиеся под влиянием часто возникающих фенов, характеризуются

более высокой температурой воздуха в холодное время года независимо от

высоты места. Даже зимой фены могут повышать температуру до + 20 °С и выше.

Интенсивность фенов зависит от ориентации гор по отношению к воздушному

потоку и от высоты горного препятствия. Наиболее часто фены возникают на

склонах хребтов Копетдаг и Киргизского, а также в долинах Западного Тянь-

Шаня. Фены вызывают оттепели и таяние снежного покрова. Адвекция теплого

воздуха и фены обусловливают в горах Тянь-Шаня, Памира и Копетдага

положительный абсолютный максимум зимних температур, и только в районе

ледников он колеблется в пределах -1-3 °С.

Из местных ветров, возникающих в разные сезоны года, широко известны

«афганец» и «кокандец» – сильные ветры холодного фронта. «Афганец» – юго-

западный ветер, дующий вверх по долинам верхней Амударьи, Кафирнигана и

Вахша. Скорость его достигает 25 м/с. Он приносит много пыли,

заволакивающей горизонт. Видимость при этом уменьшается до 50-100 м.

«Кокандец» характерен для западной части Ферганской котловины. Не менее

известен и «гармсиль» – сухой горячий ветер, обладающий свойствами суховея

и обжигающий растения. Это фенообразный ветер Копетдага, возникающий при

прорывах иранского воздуха. Связан он с приближением холодного фронта к

горам и обычно дует непродолжительно. В редких случаях «гармсиль»

охватывает обширные пространства и одновременно наблюдается по всему

Копетдагу и на южных хребтах Тянь-Шаня.

В течение летних месяцев над Средней Азией из поступающих сюда

трансформированных воздушных масс формируется местный тропический воздух.

Под воздействием этого воздуха находятся и горы, особенно их нижняя часть.

Поэтому стоит преимущественно ясная, сухая погода, с большими суточными

амплитудами температур. Средние температуры июля в предгорьях Саура,

Тарбагатая и Джунгарского Алатау составляют +22-24 ° С, в предгорьях Тянь-

Шаня и Памира + 26-28 °С, а Копетдага выше + 28 °С. В верхних частях гор

температура + 2-4 °С, а в ледниковых районах и ниже.

Важную роль в распределении температур играет не только абсолютная

высота, но и характер рельефа. На одной и той же высоте климат плоскогорий,

подвергающихся сильному дневному нагреванию и ночному охлаждению в условиях

разреженной атмосферы, резко континентален и сух, а климат высоких хребтов

влажен и имеет более ровный ход температур. На склонах Ферганского хребта

на высоте 3000 м годовая амплитуда температур немногим более 20°. Склоны

южной экспозиции значительно теплее, чем северные.

Замкнутые котловины нагреваются летом сильнее, чем платообразные или

выпуклые поверхности. То же происходит и днем. Максимальная температура в

Ферганской котловине + 45 °С, Таджикской + 48 °С. Зимой и ночью в

котловинах скапливается холодный воздух с окружающих хребтов, приводя к

формированию температурной инверсии.

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