ФОТО Автора: И на Тянь-Шане - верШИН - НЕ СЧЕСТЬ!
Высокогорный ландшафт в бассейне среднего Ахангарана
(вид с вершины Каракуш 3868м н.у.м., конец июня)
Геологические, тектонические и геоморфологические условия и ландшафт Западного Тянь-Шаня
Оценка природных процессов и явлений как ландшафтоформирующих факторов
За горамы - ГОРы, -
Най-ВЫЩи на СВИТи, -
СтримкИ, страшнИ ГОРы, -
ХМАРамы поВЫТи,
ПоВИяни ГОРэм,
КРОВию поЛЫТи...
(МАйжэ цитАта з <КАвказу> Т.Г.Шэвчэнка)
Интересное и не совсем обычное место - Западный Тянь-Шань:
<<А на Тянь-Шане - верШИН - НЕ СЧЕСТЬ
(пиЖОНам ЗДЕСЬ - НЕ быВАТЬ!):
Ведь УЖБ ЗДЕСЬ - СОТНи чеТЫре ЕСТЬ,
Дых-ТАу - ЗДЕСЬ - ТЫСяч ПЯТЬ!>>
(Шутка-песенка 1950-60-тых)
Я НЕ ВИДел на Тянь-Шане верШИН, поДОбных УЖБе,
хоть на Тянь-Шане - верШИН - НЕ СЧЕСТЬ,
но интересного - и ТУТ - МНОГо ЕСТЬ!
Например, если в КрымУ, в Карпатах, на УРАЛе, на КавкАзе -
ТОЛЬКо ЕСТЬ ТОЛЬКо ОДИН ГЛАВный ВОДо-разДЕЛЬный хребЕт,
то в Западном Тянь-Шане -
НЕсколько почти параллельно идущих хребтОв:
За горамы - ГОРы, -
Най-ВЫЩи на СВИТи
(НэбЭснымы ж КЛЫЧуть!), -
СтримкИ, страшнИ ГОРы, -
ХМАРамы поВЫТи,
ПоВИяни ГОРэм,
КРОВию поЛЫТи, -
Як ниДЭ на СВИТи...
(МАйжэ цитАта з <КАвказу> Т.Г.Шэвчэнка)
Когда я залАзил на Ак-Шуранг, Тез-Кол, БобО-и-Об на КурамИнском хребтЕ,
на КарА-Куш, БобО, БабАй-Таг в ЧаткАльском хребтЕ,
на ЧимгАн, стоЯщий особнякОм МЕЖДу ЧаткАльским, Майдан-ТАЛЬским,
Кок-СУйским хребтАми и хребтОм КоржИн-ТАу, то ВЗОРу открывАлось
невообраЗИМое переплетЕние хребтОв и ИХ отРОГов, -
вплоть до ЧимтаргИ в ФАНских горах
и БЕЛых поЛОГих верХУШек верШИН За-АЛАйского хребтА,
выГЛЯДывающих изза ЦЕПи ГРОЗных СКАЛЬных верШИН АЛАйского хребтА! -
ФантасТИческое ЗРЕЛище! -
НЕ ЗРЯ же, наВЕРное, ТЯНет ГЛУПых люДЕй - на верШИНы высоких ГОР!
Природные (физико-географические) факторы весьма разнообразны, как и сама Природа. Если не все, то многие из них, особенно геодинамические (в основном азональные - тектоника, геологическое строение, рельеф) и экзогенные (в основном зональные - климат, почвы, растительность, склоновые и др. процессы и явления) могут оказывать то или иное влияние на формирование и преобразование ландшафтов. Они же определяют направленность, ход, интенсивность и масштабы русловых процессов, а при соответствующих условиях многие из них могут служить источниками и причинами образования, накопления, перемещения и обработки наносов, как независимо от человека, так и совместно с антропогенной деятельностью, которая (как экономико-географический фактор) может ускорить, усилить или, наоборот, замедлить и ослабить их протекание, интенсивность, масштабы и последствия. Образование и сток наносов происходит в различных факторно-генетических и ландшафтных зонах: в зоне бассейнового площадного развития (где происходит генерация, накопление, перемещение и обработка наносообразующих материалов), в прирусловой зоне рек (с пойменно-береговыми и русловыми процессами), а также в прибрежной факторно-генетической зоне водоема-приемника речных стоков (реки, водохранилища, озера, моря), где также происходит их перемещение, обработка, трансформация и аккумуляция. Все эти процессы влияют также на состояние и изменение ландшафтных систем в целом и их отдельных элементов.
Глобальные, региональные и локальные эндогенные горообразовательные процессы создали основу, фон, на котором и под продолжающимся воздействием которого протекают все экзогенные процессы на поверхности Земли. Тектонические подвижки земной коры, разнообразные поднятия, опускания, надвиги, прогибы, разломы и т. п. процессы определили общие очертания и рельеф местности, абсолютные и относительные высоты местности, что, в свою очередь, определило характер, направленность, масштабы и интенсивность протекания остальных природных процессов, в том числе - поверхностного стока воды и перемещения твердых материалов - одного из важнейших ландшафтоформирующих факторов. Абсолютные высоты определяют температурные, инсоляционные и др. условия протекания физических, физико-химических и биохимических процессов выветривания и денудации. Совместно с направленностью горных складок и экспозицией склонов, они существенно влияют на микроклимат в различных зонах и участках местности, а в сочетании с геологическими условиями определяют грунтово-почвенный и растительный покров, что, в свою очередь, определяет возможности и условия для хозяйственной деятельности человека (то есть, для возникновения и проявления антропогенных, экономико-географических факторов).
Геологические, тектонические и геоморфологические условия формирования рельефа и речной сети являются основными факторами, определяющими особенности геоморфологии района исследований, морфологии его речной сети и каждой отдельно взятой, даже самой малой реки. Очень важными являются состав пород, слагающих район и его отдельные местности, его тектоника, высотное положение и ориентация хребтов по отношению к влагонесущим воздушным потокам. Геологические условия и геоморфологическое строение территории водосборов и речных долин в первую очередь определяют петрографический, минералогический и фракционный состав и физико-химические свойства руслообразующих отложений и материалов, поступающих в водные потоки с бортов долин, приносимых притоками и вскрываемых при размыве подстилающих горизонтов русла реки. От них зависят условия и темпы русловых деформаций, размеры, формы, продольный и поперечный профиль долин, уклоны и условия формирования русел. Наиболее сильная раздробленность горных пород бывает в зонах региональных разломов. Руслообразующие наносы малых горных рек формируются за счет поступления по склонам гор обломочного материала, образующегося в основном за счет разрушения коренных пород, а также за счет поступления в русла различных отложений.
Скальные горные породы по-разному подвержены процессам выветривания (в зависимости от их возраста, водно-физических свойств, содержания мелкозема и др.). Наиболее сильные изменения в минералогическом составе испытывают магматические и метаморфизованные породы; у осадочных пород эти изменения менее значительны. При выветривании пород важное значение имеют содержащиеся в их составе малоустойчивые минералы и размеры кристаллов. Крупнокристаллические интрузивные породы разрушаются быстрее, чем мелкокристаллические или аморфные эффузивные породы [24]. Размеры и формы обломков зависят от петрографического состава пород и размеров отдельностей в массиве. При выветривании мергели распадаются на плоскую щебенку, глинистые сланцы образуют тонкие пластинки и плитки. Форма обломков песчаников зависит от состава цемента; песчаники с глинисто-известковым цементом рассыпаются до состояния песка. У подошвы склонов, сложенных кварцитами, скапливаются крупные глыбы, размеры и форма которых зависят от характера трещиноватости, а при дальнейшем разрушении образуется остроугольный щебень. Порфиры (характеризующиеся вертикальной трещиноватостью) распадаются на глыбы и обломки параллелепипедоидальной формы (см. фото 45-46). Граниты вначале распадаются по трещинам на отдельные глыбы, затем на щебень и дресву. Габбро и диабазы дают обломки сравнительно мелких размеров.
По подАтливости размЫву и смыву - порОды отнОсят к трём группам:
1) устойчивые (интрузивные породы; эффузивные породы в прослаивании с осадочными; известняки, глинистые сланцы, песчаники, алевриты, сланцы девонского возраста);
2) предрасположенные к разрушению породы: песчано-глинистые, песчано-конгломератные и некоторые виды песчаников;
3) легко разрушаемые и легко смываемые; этот тип объединяет породы четвертичной свиты и представлен одной группой: песчано-глинистыми породами, галечниками, лессами и лессовидными суглинками.
В районах Западного Тянь-Шаня с преобладАнием кристаллических пород, известняков и песчаников оползней очень мало. Крупноглыбовые и щебнистые россыпи песчаников эоцена образуют мощные конусы осыпей.
Рассматриваемый регион Западного Тянь-Шаня расположен в крайних западных отрогах горной системы Тянь-Шань и фактически состоит из нескольких самостоятельных бассейнов (карта-схема речной сети приведена в конце статьи): реки Чирчик, реки Ахангаран, а также ряда малых (длиной до 100 км) рек, стекающих с юго-восточного макросклона Кураминского хребта в Ферганскую долину. В нижних предгорных частях бассейнов Чирчика и Ахангарана границы между ними стираются, а сток рек смешивается благодаря широкому развитию общей ирригационной сети. Поэтому в гидрологической литературе их зачастую рассматривают как единый бассейн. Его ограничивают на юге и востоке Чаткальский и Кураминский хребты, на севере - хребет Таласский Алатау и его отроги; на западе бассейн открыт в долину Сырдарьи. Вследствие открытости для насыщенных влагой западных воздушных масс, удельная водоносность региона значительно выше, чем территорий, расположенных восточнее и южнее; средний модуль стока воды с 1 км2 горной зоны бассейнов составляет 21 л/с для верхнего Чирчика (у гидропоста Ходжикент) и 18.3 л/с для Ахангарана (у г/п Турк). Площадь бассейнов в пределах рассматриваемых горных зон - примерно 10 тыс. км2.
Оро-графия территории представлена системой хребтов и межгорных впадин, причем конфигурация хребтов, их высота и ориентация определяют развитие гидрографической сети (см. таблицу 1).
Общая особенность строения горных хребтов Зап. Тянь-Шаня - понижение высоты хребтов с северо-востока на юго-запад. Долины основных рек заложены по синклинальным прогибам, осложненным в последующем тектоническими разломами.
Таблица 1
Наименование Высоты хребтА, Длина хребта, км
хребта над уровнем моря (м н.у.м.) в пределах бассейна
средние максимальная
Кураминский 2700-3000 3874 150
Чаткальский 3500 4500 300
Коксуйский 2500-3500 3828 50
Сандалашский 3500 4180 70
Таласский Алатау 3500-4000 4488 150
Пскемский 3500 4395 120
Майдантальский 3500 4269 35
Угамский 3200 4236 135
Коржантау 2000-2500 2891 150
Крупнейшей межгорной впадиной является Чаткальская котловина длиной более 100 км и шириной 10-15 км. Большая часть территории (бассейны Угама, Пскема., Чаткала) относится к Чаткальской, а юго-западная оконечность (Кураминский и частично Чаткальский хребты) к Чаткало-Кураминской складчатой зоне. Основные структурные элементы, в том числе и крупнейшие разломы, предопределившие в будущем складчато-глыбовое строение района, выделились здесь во время герцинского тектогенеза. Современный тектогенез начался в олигоцене и продолжается до сих пор. Величина вертикальных поднятий составила за это время (примерно 30 млн. лет) более 3000м в осевой части хребтов [25]. Начавшееся складчатое горообразование со временем сменилось складчато-глыбовым и теперь район представляет собой горную страну со сложным сочетанием положительных и отрицательных структур, испытывающих неравномерное общее поднятие. Район рассечен системой разрывных нарушений; преобладающими здесь являются надвиговые и всбросо-надвиговые разломы (Пскемский и др.), способствующие развитию узких врезанных долин в условиях сжатия впадин. 0сновные линии раэломов ориентированы параллельно имеющимся тектоническим структурам, однако низовья рек Чаткал и Угам, полностью бассейн Акбулака, верхняя часть бассейна Ахангарана лежат в зоне развития Кумбельских разломов субмеридионального простирания, перпендикулярно рассекших основные хребты и вызвавших заметное усложнение строения гидросети в этом районе. Изменения рельефа за четвертичное время в результате колебаний климата, периодических оледенений и тектонических поднятий обусловили широкое распространение террасированных долин рек в днищах котловин, образовавшихся примерно 500 тыс. лет назад. В последующее время в результате периодического ускорения и замедления врезания русел, изменения водности рек и количества поступающих в них наносов, в долинах образовалось четыре серии вложенных террас (8-11 террас) с общей глубиной вреза более 900м.
Землетрясения и ландшафт Западного Тянь-Шаня
Влияние землетрясений на русловые процессы рек проявляется в сейсмогенных обвалах и в усилении выноса в реки обломочного материала в результате активизации склоновых процессов. Сейсмическая деятельность наиболее активно проявляется в зонах разломов, где сила землетрясений может быть до 7-9 баллов и выше. Число толчков достигает десятков в год, но сильные землетрясения наблюдаются относительно редко. Последнее очень сильное землетрясение (с магнитудой 7,5 или 9-10 баллов по шкаде Рихтера) наблюдали в 1946г., эпицентр его был за пределами бассейна на южном склоне Чаткальского хребта. После него в течение нескольких лет количество толчков было значительно больше (200-300 в год), чем в годы с умеренной сейсмической активностью. В 1966-67гг. было множество толчков до 7 баллов с эпицентрами в Чаткало-Кураминской зоне.
В целом для Зап. Тянь-Шаня характерны узкие водораздельные гребни, крутые, сильно расчлененные, обнаженные склоны, большое относительное превышение водоразделов над дном долин (достигающее 2000-2500м) (см. фото 55-56).
Гео-морфогические поясА Западного Тянь-Шаня
На территории рассматриваемого района выделяют следующие геоморфогические пояса, являющиеся проявлением высотной зональности (см. табл.2). Ниже дана краткая характеристика высотных поясов с точки зрения их возможного воздействия на ландшафтоформирование и на русловые процессы горных рек.
I-А. Высокогорный рельеф с ледниковыми формами характерен значительной абсолютной высотой, изрезанностью гребней и глубоким расчленением хребтов (см. фото), высокой активностью процессов физического выветривания (что обеспечивает усиленное поступление обломочного материала к подножиям склонов и в днища
Таблица 2
Наименование Абсолютные отметки,
высотного пояса м н.у.м.
I Высокогорный:
I-А С ледниковыми формами рельефа
I-Б Без ледниковых форм рельефа выше 3200м
II Среднегорный:
II-А Эрозионно-денудационный с сильно расчлененным рельефом
II-Б Древние поверхности выравнивания
II-В Внутригорные котловины 1500-3200м
III Низкогорный: ниже 2500м
III-А Низкогорный расчлененный рельеф ниже 1500м
III-Б Внутригорные и предгорные котловины ниже 1500м
IV Пустынно-денудационный низко-среднегорный рельеф северного обрамления Ферганской долины, до 1500-1800м
развитием современного оледенения и связанных с ним каров, морен, висячих и троговых долин. Многие ледниковые формы рельефа унаследованы от былых эпох оледенения. Этот тип рельефа характерен для верхних приводораздельных участков бассейнов Майдантала, Ойгаинга, левых притоков среднего Чаткала, правых притоков верхнего Терса и верхнего Ахангарана, верхнего Тереклисая и его левых притоков (см. фото 1-2; 5; 9; 13-16).
I-Б. Высокогорный тип рельефа без ледниковых форм встречается в приводораздельной части большинства хребтов (кроме перечисленных в предыдущем абзаце) на высотах более 3000-3200м. Особенность этого типа - выположенность гребней (см. фото 7-8; 10; 32-33), распространенность элювиальных и колювиальных (обвально-осыпных) отложений; в понижениях могут образоваться значительные скопления рыхлообломочного материала в результате обвально-осыпной деятельности и выносов лавин. Эрозионная деятельность водотоков в высокогорье, как правило, не очень интенсивна, водотоки первых порядков здесь в основном выполняют роль каналов выноса обломочного материала и воздействие флювиальных ("водно-поточных") процессов на рельеф в верхнем поясе гор несоизмеримо меньше рельефообразующей роли других процессов (склоновых, физического выветривания, нивально-гляциальных). В то же время в поясе развития высокогорного рельефа его обширные обнаженные поверхности склонов являются ареной протекания интенсивных процессов поверхностной денудации (о чем свидетельствуют следы обвалов и мощные массивы осыпей на склонах и у их скалистых подножий), еще более усиливающихся в периоды землетрясений, и находятся активнейшие очаги образования и накопления обломочного материала. Поэтому, очень редко возникающие здесь гляциальные и прорывные селевые паводки, бывают очень мощными и распространяющимися иногда до самых предгорий и могут в значительной степени определять развитие рельефа долин на продолжительное время и на больших по протяженности участках.
II. Среднегорный высотный пояс занимает большую часть рассматриваемого региона. В нем выделяют 2 типа рельефа, отличающихся по генезису и морфологии.
II-А. Обычный для гор эрозионно-денудационный сильно расчлененный рельеф. К нему относятся склоны хребтов, гребни которых находятся в высокогорной зоне, а также остальные хребты и их участки, лежащие ниже 3000м (хребты Коржантау, Угамский, Кураминский, западная часть Чаткальского и др.) (см. фото 23-27; 55; 57-58). В этом поясе гор эрозионная деятельность рек в результате длительного развития выработала глубокие, зачастую обрывистые узкие ущелья. Склоновые процессы являются здесь одними из активных факторов преобразования рельефа. Для этого типа среднегорья характерна интенсивная лавинная деятельность, способствующая развитию специфических форм рельефа склонов и днищ долин - лавинных лотков, конусов выноса, ниш выбивания и др.
II-Б. Древние поверхности выравнивания - плато Майдантал (см. фото 17), Ангренское плато (см. фото 18-21) и прилегающие к нему участки Чаткальского хребта, а также так называемые "сандыки" - высоко поднятые над днищами долин слабо всхолмленные поверхности древнего пенеплена в бассейнах Сандалаша, верхнего Чаткала, в левобережьях Терекли-Акбулака, Коксу и др. Особенность сандыков - почти равнинный вид водораздельного участка и крутые, часто отвесные борта врезанных в них долин-каньонов с высотой бортов до 1000м и более (см. фото 3-4; 22).
III. Пояс низкогорного расчлененного рельефа, межгорных и внутригорных котловин подразделен на два типа.
III-А. Пояс низкогорного расчлененного рельефа наблюдается на периферийных участках внутригорных котловин, по юго-западной периферии Кураминского хребта (см. фото 27-30; 34), в западной оконечности Чаткальского хребта и в районе Чарвакского водохранилища. Его отличие от среднегорного - меньшее распространение скальных обнажений, более сглаженные формы рельефа, наличие на водосборах довольно мощного чехла рыхлообломочных отложений различного происхождения, меньшая глубина расчленения рельефа (хотя на значительных пространствах встречается и глубокое расчленение - до 600м, и крутизна склонов - до 30-45о и более). Значительную роль здесь играют физико-химическое выветривание и делювиальный смыв, широко распространена овражно-селевая деятельность (развитие сети периодически действующих водотоков-саев и горных оврагов), а также оползневые процессы, особенно характерные для участков долин с антропогенным воздействием (среднее течение Ахангарана и его притоки, прибрежная зона Чарвакского водохранилища и др.). Здесь, как правило, запасов рыхлообломочного материала недостаточно для развития полноценных селей и более характерны селеподобные явления, возникающие за счет размыва лессового покрова и вовлечения материала оползней и оплывин с крутых склонов.
III-Б. Межгорные и внутригорные котловины (см. фото 31). Их общие признаки - наличие довольно мощных аллювиально-делювиальных отложенийв днищах долин, наличие в большинстве долин хорошо выраженных террас (до 10), развитие современного вреза большинства крупных рек в днища котловин, что приводит к образованию вложенных долин.
IV. Пустынно-денудационный низко-среднегорный рельеф характерен для горного обрамления Ферганской долины (см. фото 29), где вертикальные (высотные) зоны существенно отличаются по природным условиям, что способствует созданию условий для формирования селей преимущественно дождевого генезиса на высотах до 1500-1800м, а выше --ливневого и смешанного снего-дождевого генезиса.
Горные хребты Западного Тянь-Шаня слОжены в основном породами палеозойских толщ: интрузивной, эффузивно-осадочной, эффузивно-конгломератовой, известняковой, песчано-сланцевой. К долинам, межгорным котловинам и предгорьям приурочены более молодые мезозойские и кайнозойские отложения. Роль горных пород как рельефообразующих и руслоформирующих факторов определяется их плотностью, прочностью, устойчивостью к выветриванию и размыву.
Для западной части Чаткальского хребта характерно большое распространение интрузивных и эффузивных толщ (состоящих из кварцевых порфиров, дацитовых, андезитовых и кислых порфиритов, гранитов, гранодиоритов, кварцевых диоритов) и массивов, крупнейшим из которых является Ангренский батолит с площадью более 2500 км2; в его пределах находятся верхние части бассейнов Ахангарана, Акбулака, Терса, Гава-сая. В рельефе ему соответствует Ангренское плато и выровненные водоразделы Чаткальского и Кураминского хребтов на этом участке. Карбон-триасовые эффузивно-осадочные толщи обнажаются в западной части Чаткальского хребта и в Коржантау на высотах от 800 до 3700м.
Среди до-четвертИчных отложЕний на большей части территории преобладают разновозрастные известняки различной твердости, трещиноватости и степени метаморфизации. На Чаткальском и Кураминском хребтах известняки сильно изменены контактным метаморфизмом и представлены только фрагментами среди интрузивов и эффузивов на высотах от 800 до 4000м. Эффузивно-конгломератовая толща обнажается на высотах 1200-4500м в верховьях Чаткала, Сандалаша, Коксу. Песчано-сланцевые толщи довольно однородны по составу, высоко метаморфизованы, распространены на высотах от 1000 до 4200м в Сандалашском и на северном склоне Чаткальского хребта (бассейн Терса, верховья Майдантала и Ойгаинга).
С отложениями юрского периода (кварцевые песчаники и сланцевые глины) связаны мягкие формы рельефа среднегорья и местами - расчлененный рельеф низкогорья (устьевые участки бассейнов Нишбаша, Угама, Аксакатасая и др. (см. фото 57-58)). В составе менее распространенных отложений мелового периода преобладают конгломераты, глины, мергели, обычные и красноцветные глинистые песчаники с прослойками доломитов и красных глин. Днища межгорных котловин выполнены кайнозойскими отложениями от раннепалеогеновых до голоценовых, причем отложения палеогена представлены известняками и характерной красноцветной переслаивающейся толщей песчаников и глин (местное название - "шох"), в которую врезаны протяженные участки русел рек Угам и Пскем. Палеогеновые отложения распространены толщами до 300м у западных подножий Коржантау и Чаткальского хребта, в верхней части Пскемского и Коксуйского хребтов, в нижнем течении Сандалаша. Неоген представлен толщами (600-700м) глин, мергелей, песчаников и конгломератов. Четвертичные отложения широко распространены, они почти сплошным слоем (мощностью 1-10м на склонах и водораздельных хребтах и до 10-30м в долинах) покрывают более древние отложения. В их состав входят конгломераты, пески, мелкозем. Среди них по генезису выделяются гляциальные (ледниковые), флювио-гляциальные, аллювиальные, делювиальные, пролювиальные, делювиально-пролювиальные, обвальные, оползневые и др.
Ледниковые отложения распространены выше 3000м в верховьях Майдантала, Ойгаинга, правых притоков Терса, левых притоков Акбулака и др. Гляциальные и флювио-гляциальные отложения обычно характерны наличием на поверхности множества валунов и глыб размером до 2-5м и более (см фото 16) и валунно-галечных россыпей с гравийно-песчаным, иногда с суглинисто-песчаным заполнением. Преобладают обломки размером 0,2-0,5м, реже - 0,7-1,2м. В верней части водосборов малых рек обломочный материал не окатан даже в прирусловой полосе. Ниже по течению материал становится средне-, а затем и хорошо окатанным. Из межгорных долин по склонам до абсолютных высот 1800-2500м поднимаются лёссы и лёссовидные суглинки, имеющие обычно покровное залегание по рельефу и располагающиеся по горным породам разного возраста и литологии. Элювиальные отложения (продукты выветривания горных пород, оставшиеся не перемещенными, на месте их образования) расположены по водораздельной части хребтов. Делювий (отложения, накопившиеся в результате склонового смыва) развит очень широко, он покрывает коренные породы на склонах хребтов. В его состав входят глины, пески, обломки камней и большие глыбы, перемещенные вниз по склону путем смыва дождем и талыми водами, гравитационного сползания под действием силы тяжести.
Пролювий (отложения временных водотоков и селей) характерен малой сортированностью, редко встречающейся слоистостью, плохой окатанностью обломочного материала. Пролювиальные отложения обычно перекрывают аллювиальные, они развиты в предгорьях и по периферии долин крупных рек. Аллювиальные отложения заполняют русловую и пойменную части неселевых рек и их притоков. Они представлены валунно-галечным материалом с гравийно-песчаным и суглинисто-песчаным заполнителем. Встречаются и обломки размером 0,2-0,3м, реже - до 0,7-1м. Оползневые отложения развиты на делювиальных склонах долин Пскема, Угама, Чарвакской котловины, притоков (особенно левых) среднего течения Ахангарана.
Ангренская долина - тектоническая межгорная депрессия синклинального строения, сложенная в основном мезозойскими и кайнозойскими отложениями, покоящимися на палеозойском фундаменте [9]. В мезозое Ангренская долина в основном накапливала осадки, сначала во влажных и теплых климатических условиях, В юре существенное место занимают юрские глины с мощным слоем угля и углистых сланцев, перекрытые сверху каолиновыми глинами. Выше к.Турк эти отложения замещены третичными, непосредственно налегающими на палеозойский фундамент. В меловом периоде Ангренская депрессия испытала небольшое опускание, отложились красноцветные пустынно-континентальные и прибрежные осадки (красноцветные конгломераты, песчаники, глины, мергели). Меловые отложения покрыты нижнетретичными морскими отложениями (меловые галечные конгломер, песчаники и известняки). Эти отложения распространены почти до верховий Ангрена и местами на водораздел Кураминского хребта. Морские палеогеновые отложения подстилают мощную толщу из кирпично-красных глин, мергелей, песчаников и конгломератов, что свидетельствует о поднятии всей этой области, совпавшем с альпийским горообразованием. Синклинальный прогиб, оживившийся в палеогене и связанный с этим прогибом куполовидный подъем фундамента определили возникновение депрессии. Этот тектонический процесс продолжался в начале четвертичного периода с той разницей, что напряжения, возникшие в результате поднятия хребтов, разгружались мощными разломами по простиранию депрессии. С одним из таких разломов связан выход источников Арашана, известных своими прекрасными лечебными качествами. Четвертичные отложения - галечники, лёссы, конусы выноса боковых притоков, гляциальные и обвальные отложения у подножий гор [9].
ВОТ ЧТО я СМОГ ВАМ долоЖИТЬ про ТО, КАК МОГут ВЛИЯТЬ геологические, тектонические и геоморфологические условия - НА ландшафт Западного Тянь-Шаня.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ по ТЕМе ЛАНДШАФТа
1. Географический энциклопедический словарь. -М.: Совет. энциклопедия, 1988. -432с.
2. Природа Українських Карпат/ Геренчук К._. та _нш_. -Льв_в: Видавництво Льв_вського универс., 1968. -265с.
3. Гриневецький В.Т. До обгрунтування основних понять _ методолог_ї досл_джень ландшафтного р_зноман_ття в Україн_ // Укр. геогр. журнал. -2000. -№ 2. -с.8-13.
4. Швидкий Ю.М. Техногенний морфогенез та особливост_ його прояву на тер_тор_ї України // Укр. географ. журнал.-1995. - № 4. -с.21-25.
5. Мельник А.В. Українськ_ Карпати: еколого-ландшафтознавче досл_дження. -Льв_в: ЛНацУ, 1999. -288с.
6. Реймерс Н.Ф. Экология (теория, законы, правила, принципы и гипотезы). -М.: Россия молодая, 1994. -176с.
7. Ефремов И.А. Туманность Андромеды. -М., 1957.
8. Дзагания Е.В., Крыленко В.И. Выбор критериев оптимизации мероприятий по защите прибрежных объектов от разрушения волнами / Деп. рук. -Донецк: ООО "Экотехнология", 2005.-71 с. -Деп. в ГНТБ Украины 3.10.2005; № 60-Ук-2005.
9. Корженевский Н.Л. Ангренская долина. -Ташкент: Гос. публич. библ., 1963.
10. Масальский В.И. Туркестанский край. -С-Птб, 1913.
11. Массон. Ахангеран. Археолого-топографический очерк. -Ташкент: Изд. АН УзССР, 1953.
12. Массон М.Е. К истории горного дела на территории Узбекистана. -Ташкент: Изд. АН УзССР, 1953.
13. Машковцев С.Ф. Описание геологического маршрута в Юго-Западный Тянь-Шань по линии Ангрен-Чаткал-Касан-озеро Кукала-Гудас-Майдантал. 1930; Машковцев С.Ф. Геологическое описание восточной части Ташкентского листа. 1930. -Ташкент: Гос. публич. библ.
14. Наследов Б.Н. Карамазар / Труды ЦНИГРИ. Выпуск 27. 1935.
15. Гранитов И.И. Роль человека в смене растительности Средней Азии / Изв. АН УзССР, 1953. №3.
16. Бедринцев К.Н. Основные проблемы развития Ангренского горно-промышленного района/ Изв. АН УзССР, 1956. №8.
17. Горбунов О.Ф., Сокол И.С., Антонова Г.Д., Медведко В.П. Отчет о разведке Ангренского буроугольного месторождения. -Ташкент: Гос. публич. библиотека, 1944.
18. Звезда Востока. -Ташкент: Гос. публич. библ., 1956. №8.
19. Авакян А.Б., Герасимов Ю.В., Поддубный С.А. Актуальные проблемы обустройства водохранилищ //Гидротех. стр-во. -1999. -№ 6, -с.2-7.
20. Авакян А.Б., Салтанкин В.П., Шарапов В.А. Водохранилища. - М.: Мысль, 1987. -325с.
21. Рекреационное использование водохранилищ /Проблемы и решения/ (сост. А.Б.Авакян, В.К.Бойченко, И.В.Ланцова и др.). -М.: Наука, 1990. -151с.
22. Крыленко И.В., Дзагания Е.В., Крыленко В.В., Крыленко В.И. Экологические и рекреационные аспекты создания водохранилищ на малых горных реках. -Донецк: ООО "Экотехнология", 2005. -33с. -Деп. в ГНТБ Украины 12.12.2005; № 94-Ук-2005.
23. Бабко В.Л. с соавт. Сели Узбекистана. Научно-прикладной справочник. -Ташкент: САНИИрИ, УзУГКС, 1975-1984. -4 книги.
24. Будз М.Д., Тржщинский Ю.Б. О скорости выветривания горных пород // Инженерная геология Прибайкалья. -М.: Наука, 1968. -с.90-94.
25. Ходжаев А.К. Палеосейсмология Чаткало-Кураминского региона. Ташкент: Фан, 1985.
26. Бабушкин Л.Н. Агроклиматическое районирование в Средней Азии // Труды ТашГУ, вып.236. Географ. науки. -Ташкент, 1964.
27. Генусов А.З. Почвы Ташкентской области. - В кн. Почвы Узбекской ССР. -Ташкент: Фан, 1964, т.3, -с.212-295.
28. Рахманов В.В. Водоохранная роль лесов. -М.: Гослесбумиздат, 1962. -235с.
29. Чалов Р.С. Географические исследования русловых процессов. -М.: МГУ, 1979. -232с.
30. Хакимов С.К. Русловые процессы на горных реках Западного Тянь-Шаня. Дисс. на соиск. уч. степ. канд. геогр. наук. -М.: МГУ, 1992. -250с.
31. Селеопасные районы Советского Союза. -М.: МГУ, 1976. -308с.
32. Аксарин Н.Н. Особенности половодья на реках Средней Азии в 1969г. //Метеорология и гидрология,-1971. -№3.
33. Шульц В.Л. Реки Средней Азии.-Л.: Гидрометеоиздат, 1965. -376с.
34. Лемзин И.Н. Древнее и современное оледенение бассейна р.Чаткал //В сб. Проблемы геоэкологии и природопользования горных территорий. -Фрунзе: Кыргызстан, 1990.
35. Кадастр лавин СССР. Т.14. Средняя Азия. Вып. 1-3. -М.: Гидрометеоиздат, 1983.
36. Канаев Л.А. К количественной оценке лавинообразования в Западном Тянь-Шане //Тр. САНИГМИ, вып. 63, 1972. -с.89-97.
37. Канаев Л.А. Белые молнии гор.-Л.: Гидрометеоиздат, 1987. -216с.
38. Флейшман С.М. Сели. -Л.: Гидрометеоиздат, 1970. -352с.
39. Черноморец С.С. Селевые очаги до и после катастрофы. -М.: Научный мир, 2005. -184с.
40. Кузнецов К.Л. Русловые процессы горных рек Заилийского Ала-Тау и зоны БАМ. Дисс. на соиск. уч. степ. канд. геогр. наук, -М.: МГУ, 1987. -181с.
41. Степанова Т.С. Антропогенные сели //Селевые потоки, -1992. -№12. -с.89-101.
42. Богомолов А.Л., Виноградова И.Н., Крыленко И.В., Чалов Р.С. О влиянии катастрофических селей в г.Тырны-Ауз на русло р.Баксан //Геоморфология. 2002. № 1. -с.65-74.
43. Крыленко И.В., Петраков Д.А., Черноморец С.С. Оценка условий формирования селей в бассейне р.Герхожан-Су и рекомендации по защите г.Тырны-Ауз. //Устойчивое развитие территорий. Проблемы регионального сотрудничества и региональной политики горных районов. Тезисы докл. участников IV международ. конфер. -Владикавказ, 23-26 сент. 2001. - с.469-471.
44. Крыленко И.В., Петраков Д.А., Черноморец С.С. Перестройка рельефа в долине Герхожан-Су (Центральный Кавказ) после катастрофических селей 18-25 июля 2000г. //Устойчивое развитие территорий. Проблемы регионального сотрудничества и региональной политики горных районов. Тезисы докл. IV международ. конфер. -Владикавказ, 23-26 сент. 2001. -с.471-472.
45. Крыленко И.В., Петраков Д.А., Тутубалина О.В., Черноморец С.С. Морфодинамика горного бассейна после селевой катастрофы и развитие горных систем: состояние мониторинга //Материалы науч. конфер. по мониторингу. СПб: Рус. Геогр. общество. 2002. -с.93-99.
46. Крыленко И.В., Петраков Д.А., Тутубалина О.В., Черноморец С.С. Динамика бассейна р.Герхожан-Су после селевой катастрофы 2000 года //Будущее гляциосферы в условиях меняющегося климата. Тезисы докл. международ. гляциологич. симпозиума в г.Пущино, 2002. - с.12-13.
47. Крыленко И.В., Петраков Д.А., Тутубалина О.В., Черноморец С.С. О влиянии криогенного фактора на формирование селей //Экстремальные криогенные явления: фундаментальные и прикладные аспекты. Материалы конфер. в г.Пущино, 2002. - с.145-146.
48. Крыленко И.В., Петраков Д.А., Тутубалина О.В., Черноморец С.С., Журавлёва П.Г. Динамика селевого бассейна Герхожан-Су (Кабардино-Балкария) после катастрофы в июле 2000 года //Матер. гляциологич. исследований. -М.: МГУ, 2004. Вып.96. -с.159-196.
49. Черноморец С.С., Крыленко И.В., Крыленко И.Н. Эпикатастрофический лимногенез: Санибанское озеро после Геналдонской катастрофы 2002 года // Проблемы прогнозирования чрезвычайных ситуаций. Материалы III научно-практической конференции 22-23 октября 2003 г. - Сбор. мат. - М.: Центр "Антистихия", 2003. - с.95-96.
50. Емельянова В.П. Основные закономерности оползневых процессов. -М.: Недра, 1972. -295с.
51. Справочник по проектированию инженерной подготовки застраиваемых территорий.-Киев: Будiвельник, 1983. -192с.
52. Хаиходжаев А.М. Формирование, механизм и пространственный прогноз развития экзогенных процессов под влиянием горных водохранилищ (на примере Чарвакского водохранилища). Дисс. на соиск. уч. степ. канд. геолого-минерал. наук, -Ташкент: ТашГУ, 1989. -219с.
53. Танасиенко А.А., Путилин А.Ф., Артамонова В.С. Экологические аспекты эрозионных процессов: Аналит. обзор. Сер. Экология. Вып. 55). Науч. ред. И.М. Гаджиев. -Новосибирск: ГПНТБ СО РАН, Ин-т почвоведения и агрохимии СО РАН, 1999. -89с.
54. Хортон Р.Е. Эрозионное развитие рек и водосборных бассейнов. -М.: Географгиз, 1948. -314с.
55. Алимухамедов И.Р. Гидрологическая характеристика рек бассейна Пскема. Автореф. дисс. на соиск. уч. степ. канд. геогр. наук. -Ташкент: ТашГУ, 1968. -24с.
56. Ржаницин Н.А. Морфологические и гидрологические закономерности строения речной сети. -Л.: Гидрометеоиздат, 1960. -264с.
57. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в ее бассейне. -М.: МГУ, 1955. -347с.
58. Ибад-заде Кулу Оглы Ю.А. Наносный режим рек. -М.: Стройиздат, 1989. -323с.
59. Custer S.G., Bugosh N., Ergenzinger P.E., Anderson B.C. Electromagnetic detection of pebble transport in streams: method for measurement of sediment-transport waves. -The Society of Economic Paleontologists and Mineralogists. -1987. -p.21-26.
60. Крыленко И.В., Крыленко В.В., Дзагания Е.В. О роли физико-географических факторов в образовании и стоке твердых наносов горными реками. -Донецк: ООО "Экотехнология", 2005. - 74 с. -Деп. в ГНТБ Украины 3.10.2005; № 59-Ук 2005.
61. Крыленко И.В., Дзагания Е.В., Крыленко В.В., Крыленко В.И. Качественная и количественная оценка устойчивости русел горных рек. -Донецк: ООО "Экотехнология", 2005. -22с. -Деп. в ГНТБ Украины 12.12.2005; № 96-Ук-2005.
62. Крыленко И.В., Дзагания Е.В., Крыленко В.В., Крыленко В.И. Оценка сопротивляемости русел малых горных рек антропогенным воздействиям. -Донецк: ООО "Экотехнология", 2005. -11с. - Деп. в ГНТБ Украины 12.12.2005; № 93-Ук-2005.
63. Аделунг А.С. Западная часть Чаткальского хребта, Ангренплато и восточная оконечность Кураминских гор, 1953. -Ташкент: Гос. публич. библ.
64. Труды ЦНИГРИ. -М., 1935. №27.
65. Аблаев С.М. Горно-лесной заповедник / Труды Горно-лесного заповедника. -Ташкент, 1956.
66. Чалов Р.С., Чернов А.В. Районирование территории России по экологическому состоянию речных русел и пойм //Проблемы оценки экологической напряженности территории России: факторы, районирование. -М.: МГУ, 1993.
67. Беркович К.М., Иванов В.В. Экологическая напряженность, возникающая при антропогенных изменениях гидрологического и руслового режима рек России и ее картографирование //Проблемы оценки экологической напряженности территории России: факторы, районирование. -М., 1993.
68. Беркович К.М., Чалов Р.С., Чернов Антропогенная измененностьрусел и размывы берегов как показатели экологической напряженности на реках России //Проблемы оценки экологической напряженности территории России: факторы, районирование. -М.: МГУ, 1993.
69. Крыленко И.В., Дзагания Е.В. Оценка экологической напряженности в руслах и поймах малых горных рек Украинских Карпат. -Донецк: ООО "Экотехнология", 2006. -14с. -Деп. в ГНТБ Украины.
70. Крыленко И.В., Дзагания Е.В., Крыленко В.И. Оценка антропогенных воздействий на русла, поймы и водосборные бассейны малых горных рек Западного Тянь-Шаня. -Донецк: ООО "Экотехнология", 2006. -63с. -Деп. в ГНТБ Украины.
71. Попов М.Г. Дикие плодовые леса Узбекистана / Тр. и матер. _-й конфер. по изуч. производит. сил Узбекистана. --Ташкент, 1934. -214с.
72. Коровин С.Е. Растительность горно-лесного заповедника. Рукопись. -Ташкент: Гос. публич. библ., 1949.
73. Коровин С.Е. Материалы к флоре Ташкентского Ала-тау. Рукопись. -Ташкент: Гос. публич. библ., 1951.
74. Коровин С.Е. Флора Ташкентского Ала-тау. Дисс. на соиск. уч. ст. канд. биол. наук. -Ташкент: ТашГУ, 1956.
75. Коровин С.Е. Растительный покров горно-лесного заповедника / Труды Горно-лесного заповедника. -Ташкент. Вып. 1. 1957.
76. Колов С.Н. Особенности геологич строения горно-лесного заповедника / Труды Горно-лесного заповедника. -Ташкент, 1957.
77. Крыленко И.В., Крыленко В.И. Особенности русел малых горных рек Западного Тянь-Шаня. -Донецк: ООО "Экотехнология", 2006. -62с. -Деп. в ГНТБ Украины 06.02.2006; № 2-Ук-2006.
78. Крыленко И.В., Крыленко В.И. Особенности русел малых горных рек бассейна реки Ахангаран (Западный Тянь-Шань). -Донецк: ООО "Экотехнология", 2006. -62с. -Деп. в ГНТБ Украины 06.02.2006; № 7-Ук-2006.
КрылEнко Владимир 4 июня 2013