Физическая география СНГ (Азиатская часть)
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
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, 31, 32, 33, 34, 35, 36, 37, 38, 39, 40, 41, 42, 43, 44, 45, 46, 47, 48, 49, 50, 51, 52, 53, 54, 55, 56, 57, 58, 59, 60, 61, 62, 63, 64, 65, 66