Ледниковые морфоструктуры Северного Тянь-Шаня - Заилийский Алатау
Другие рефераты
Хребет Заилийский Алатау представляет собой одну из крайних северных дуг
горной системы Тянь-Шаня. На географических картах Хребет Заилийский Алатау
обозначается в пределах от р. Чилик на восток до р. Чу на западе.
В этих границах он имеет общее протяжение около 280 км. Северными
склонами хребет обращен к равнине, предгорная полоса которой является
плодородным оазисом. Растянувшись колоссальным барьером, рассеченным по
гребню на острие и приплюснутые вершины, горная цепь теряется своими
концами в синей мгле далеких горизонтов. Значительная ее часть, занимающая
центральное положение, покрыта “вечными” снегами. Здесь на протяжении около
150 км находится область современного оледенения. В ней тремя притупленными
конусами, насаженными на широкую и обрывистую глыбу, выделяется наивысшая
вершина хребет - Талгарский пик (4973 м). Вокруг Талгарского пика
группируются несколько вершин, достигающих высоты 4500 м. Этот центральный
участок Заилийского Алатау носит название Талгарского горного узла
(“Оледенение Тянь-Шаня”, 1995 г.).
Имея основное простирание с северо-востока на юго-запад, равное 20 км,
Талгарский узел упирается своим южным концом в такой же узкий, как он и
сам, но более короткий гребень, соединяющий Заилийский Алатау с
параллельным ему на юге хребтом Кунчей Алатау (по-казахски - “Песковые
горы, обращенные к солнцу”).
Высшая точка Хребта Заилийский Алатау - Талгарский пик - делит весь
хребет по длине на две неравные части. Восточная, ограниченная р. Чилик,
тянется на расстоянии около 130 км, а западная, прижимающаяся к долине р.
Чу, простирается почти на 150 км. Чем ближе к своим оконечностям, тем
меньше становится абсолютная высота хребта. Близ долины р. Чилик она
понижается до 2300 м, а на западном - до 2000 м и ниже. Подножие гор у края
равнины лежит на высоте 700-900 м над уровнем моря, а гребень центральной
части хребта возвышается над ней в среднем на 3500 м. По мере удаления от
наивысшего поднятия в стороны относительная высота гор уменьшается до 1500-
2000 м. Большой разнице в высотах главного хребта сопутствует асимметрия
поперечного профиля хребта: северные склоны значительно шире и положе
южных.
Средний уклон поверхности в центральной части хребта на северной
стороне составляет 6-80 , а южный 180 и более (Токмагамбетов, 1976).
Орография и морфологические особенности гор Заилийского Алатау мало
благоприятствуют современному оледенению. От главного водораздела хребта
преимущественно в меридиональном направлении отходят ветвящиеся гребни
второго порядка, разделяющие: основные речные бассейны. Хребет Заилийский
Алатау, как и многие хребты Тянь-Шаня, отличается плосковершинностью
водораздельных пространств. Окраины водораздельных плато расчленены
древними ледниковыми перогами и цирками, а также верховьями горных долин,
где создаются наиболее благоприятные условия для накопления снеговых масс.
Такое расчленение резко выражено в срединной части основного хребта, где он
имеет наибольшие высоты. Здесь самое значительное оледенение сосредоточено
вокруг главной вершины - пика Талгар - и других, соседних с нею.
Речная сеть Заилийского Алатау относится преимущественно к бассейну р.
Или, впадающей в оз. Балхаш, и лишь частично к бессточному бассейну р. Чу.
По положению истоков, характеру питания и водному режиму все реки этой
территории четко подразделяются на три типа: горный, предгорный и
равнинный.
Реки последних двух типов мелкие и не играют большой роли в водном
балансе Заилийского Алатау. Горные реки наиболее крупные и полноводные,
имеют значительный водосборные бассейны. Истоки из лежат на высоте более
3000 м, основное питание - ледниковое, но большое влияние на их режим
оказывают атмосферные осадки и подземные воды. Все реки с ледниковым
питанием, за исключением р.Ассы, имеют поперечные меридиональные долины. На
северном склоне хребта первой с запада с ледниковым питанием является
р.Узункаргалы. К востоку от нее текут реки Чемолган, Каскелен, Иссык, р.
Ассы с ледниковыми водами.
Долины всех этих рек в верхних частях имеют тросовый характер, в
нижних принимают облик широких ущелий, а местами и теснин с километровыми
скалистыми стенами.
Южный склон Заилийского Алатау, падающий к долинам рек Чон-Кемин и
Чилик, рассечен реками в поперечном направлении так же часто, как и
северный, и почти каждая река северного склона имеет на юном склоне свой
аналог, нередко с одноименным названием.
Таковы южные реки Каскелен, Аксай, Алматы, Талгар и Иссык. Большинство
из них также питают ледники, в западной части- притоки р. Чилик.
Южные реки Талгар и Иссык, вытекающие из крупнейших ледников хребта,
немногим уступают по водности своим северным аналогам. Река Чилик,
прорывающаяся через главный водораздел на северную сторону, - самая большая
в Заилийском Алатау. (Н.Н. Пальгов, 1969).
Геологическая история Заилийского Алатау весьма сложна. В допалеозое и в
нижнем палеозое на месте хребта был прогиб земной коры, затопленный морем.
Отложившиеся в последнем осадки поднялись на дневную поверхность в процессе
каледонского орогенеза. В нижнекарбоновую эпоху на месте гор снова
образовалось море (известняки с фиуной визе), которое затем при наступившем
в середине карбона варисском диастрофизме сменилось сушей со следами широко
развитой вулканической деятельности. К этому времени относится наибольшая
часть гранитных интрузий в районе хребта.
В юрский период рельеф горного сооружения был выровнен до пенеплена,
но вместе с тем в некоторых местах он осложнился разрывами новокиммерийской
дислокации. В меловом периоде горы под влиянием денудации превратились в
сглаженные плоско-холмистые возвышенности. В это же время и позднее на
отдельных участках хребта в условиях его континентального существования
аккумулировались значительные обломочные массы.
В конце третичного и начале четвертичного периода в результате
возникновения дизъюнктичных дислокаций происходит глыбовое поднятие
центральной части Заилийского Алатау, ограниченной с севера тектонической
линией. Это привело к тому, что поверхность, ранее пенепленизированная,
вновь превратилась в высокогорную страну.
Таким образом, в истории тектонического развития Заилийского Алатау
особенности его строения наметились еще в докембрийское время в виде
обособленных отдельных блоков, ограниченных законами региональных разломов
северо-восточного простирания. Морфологически разломы конца девона - начало
карбона повторили старый, ранее существовавший ромбический каркас, но
развивались на фоне относительного роста Северо-Тяньшаньского поднятия
(Чедая О.К., 1986).
В поздний палеозой, в заключительную фазу герценского цикла
проявляются тектонические движения с пенепленизацией страны и активными
образованиями коры выветривания.
Однако решающую роль в образовании современной поверхности Заилийского
Алатау сыграли мезозой - кайнозойские тектонические движения, связанные с
развитием Северо-Тяньшаньского активизированного складчатого пояса.
Центральная часть хребта унаследовала в своем развитии положение
верхнепалеозойского слабо контрастного сводового поднятия и служила
областью сноса для верхних пермьмезозойских прогибов Кульджинского
седиментационного бассейна. Следовательно, под воздействием
верхнепалеозойских и особенно мезозой - кайнозойских тектонических движений
древний пенеплен Заилийского Алатау резко обновился. Наиболее сильно
деформировалась его центральная часть, где на месте древнего пенеплена в
плейстоценовый период возникла гляциальная высокогорная область.
В настоящее время наряду со складчатыми сводовыми движениями большой
кривизны превалирующая роль в формировании современной морфоструктуры
Заилийского Алатау отводится разломам и глыбовыми движениям. На юге и
севере граница антиклинориев совпадает с разломами, группирующимися в две
основные зоны: Северо-Заилийскую и Камено-Чиликскую. Они проявлены в
рельефе и являются морфоструктурными границами. (Г.А. Токмагамбетов, 1976).
В четвертичном периоде, в связи с изменением климата на боле холодный,
хребет подвергся первому покровному оледенению. В следующую затем
межледниковую эпоху горы, освободившиеся от снегов и ледников, но
продолжавшие испытывать тектонические влияния, постепенно
преобразовывались. Денудационные агенты рассекали их глубокими долинами и
ущельями, нарушив платообразность высокоподнятых плоскогорий. Предгорья
оделись лессовым покровом, закрывшем собой предшествовавшие валунно-
галечниковые и зандровые отложения. Морфологические черты гор стали
близкими современным. В таком состоянии их застала вторая ледниковая эпоха,
которая в силу иного рельефа хребта преимущественно свелась к долинному
оледенению. Языки ледников в этот период спустились до 2200 м, а по мнению
некоторых исследователей - еще ниже (считая по отметкам современного
гипсометрического положения). Флювиогляциальные отложения покрыли более
высокие части предгорий. Реки, глубоко эродируя свои долины, создали у
подножия гор мощные конуса выносов.
За вторым оледенением последовало третье, менее значительное, остатком
которого явились современные ледники. Занятые ими районы оказалась самым
верхним ярусом рельефа, ограниченным снизу, на северных склонах, изогипсой
в 3300 м, а на южных = высотами в 3600-3700 м. Этот гл
| |  скачать работу |
Другие рефераты
|
