Глава 3 Тянь-Шань.
Тянь-Шань - горная складчато-глыбовая страна, лежащая на юге Средней Азии между 43 и 39° с. ш. Характерными особенностями этого района являются сильная расчлененность и значительная вы сота местности над уровнем моря, достигающая абсолютных отметок 6995 м — пик Хан-Тэнгри и 7439 м — пик Победы. Высота территории увеличивается с запада на восток, от 500—1000 мв Ферганской долине, до 3000 — 3500 м на сыртах Внутреннего Тянь-Шаня и да лее — к ледниковым массивам юго-восточных горных цепей, достигающих высот 5000-6000 м и более.
Территорию Тянь-Шаня в физико-географическом плане принято подразделять на четыре крупных района: Северный, Западный и Внутренний, или Центральный, Тянь-Шань и Южный, или Гиссаро Алай (Павлова, 1979). Общей чертой Тянь-Шанской высокогорной страны является преобладание субширотного простирания хребтов.
Рис. 66. Орографическая схема Тянь-Шаня. 1 – озера Арабельских сыртов; 2 — основные горные хребты.
Исключением являются хребты Западного Тянь-Шаня, а также орографическая линия северо-западного простирания с хребтами Каратау и Ферганским, которые приурочены к гигантскому Таласо Ферганскому разлому, отделяющему Северный и Центральный Тянь-Шань от Западного и Южного (рис. 66).
Самым высоким является Внутренний, или Центральный, Тянь Шань, представляющий собой высокое нагорье, расположенное меж ду хребтами Терскей Алатоо на севере, Ферганским на западе, Кок шаалтою на юге. В восточной части Внутреннего Тянь-Шаня распо лагаются крупнейшие ледниковые узлы массивов Ак-Шийрак, Борколдой, Хан-Тэнгри.
Тянь-Шанская горная область располагается в секторе с резкокон тинентальным климатом. Вследствие преобладания в этих широтах западных, относительно влажных воздушных масс более увлажнен ными оказываются хребты Западного Тянь-Шаня и западные троги Южного Тянь-Шаня, где в среднегорных и высокогорных частях выпадает 600—1000 мм осадков в год. Меньше всего осадков (200— 400 мм) получают сырты Внутреннего Тянь-Шаня, находящиеся в ветровой тени, а также замкнутые внутригорные депрессии. Преобладающее субширотное простирание высоких хребтов Северного и Внутреннего Тянь-Шаня обусловливает границу между умеренным и субтропическим климатическими поясами. к умеренному поясу относятся Северный и внутренний Тянь-Шань, ак субтропическо му — Западный, Южный Тянь-Шань и Ферганская впадина.
Основное количество озер на Тянь-Шане располагается в интер вале высот от 3000 до 4000 м, т. е. в альпийском и гляциально-нивальном поясах ор (рис. 56). Большинство горных озер расположено в бассейне рр. Сырдарьи, Чу, Талас. По данным А. М. Никитина (1987), около 70 % общего числа озер сосредоточено в бассейне р. Нарын. Озерность бассейна этой реки составляет 0.52 %. Наиболь шей озерностью характеризуется Внутренний Тянь-Шань — 0.89 %, что объясняется широким распространением высоко поднятых, вы ровненных пространств сыртов, обилием гляциальных форм рельефа и сплошным развитием многолетней мерзлоты. Большинство озер этого района имеет гляциальный генезис и связано с эрозионными и аккумулятивными формами пocлeлeдникового рельефа (ледниковые, каровые, моренные, термокарстовые озера).
Помимо гляциального фактора, значительную роль в образовании озер на Тянь-Шане играет и высокая сейсмичность территории, способствующая образованию обвалов, перегораживающих речные доли ны и возникновению гравитационных (обвально-запрудных или за вальных) озер, как например оз. Сарычелек в Чаткальском хребте, озера Карасу и Капкаташ, Бол. и Мал. Кулун в Ферганском хребте, 03. Коль-Укок в хр. Терскей Алатоо и др. (табл. 16).
Кроме того, в некоторых хребтах Тянь-Шаня (Кураминском, Чаткальском, Ферганском, Кокшаалтоо) встречаются карстовые озера, а в других — Таласском, Сусамыртоо - снеголавинные. На дне мно гих широких сыртовых долин Внутреннего Тянь-Шаня встречаются гидрогенные (старичные и пойменные) озера.
Озера котловины чисто тектонического происхождения на Тянь Шане встречаются редко. Это Иссыккуль, Сонкель и Чатыркель, озера, имеющие наибольшие размеры, непосредственную связь с со временным и древним оледенением, самую продолжительную историю существования (Севастьянов, 1980).
Последнее следенение Тянь-Шаня носило характер горнодолинного ив эпоху своего максимальное развития в позднем плейстоцене (QI) по площади было значительно больше современного. Ледники спускались по долинам до абсолютной высоты 2500—2000 м, депрессия концов ледников составляла от 500 до 1500 м (Забиров, 1956; Максимов, 1972; Диких, 1982; Трофимов, 1984; Никонов, 1982, и др.).
Распад оледенения с позднего плейстоцена до современности имел возвратно-поступательный характер. На фоне общего отступания ледников в связи с развитием многовекового ритма климатической изменчивости были временные наступания и стационирования кон цов ледников, которые сопровождались отложением конечных морен. Последующие отступания ледников от своих конечноморенных образований обычно приводили к формированию моренно-запрудных Озер, а днища каров, освободившиеся от льда, становились вместилищами каровых озер. В начале каждой регрессивной фазы в развитии горного оледенения проявлялся цикл озерообразования (Севасть янов, 1979, 1980). В межстадиальное время, в период отступания
Таблица 16
Современные морфометрические характеристики некоторых озер Тянь-Шаня на 1988 г.
ледников, широкое развитие получают разнообразные гляциогенные озера:
— непосредственно ледниковые и ледниково-подпрудные озера, возникшие в понижениях рельефа на поверхности глетчеров либо в котловинах, образующихся между ледяным языком и горными склонами или моренами;
— приледниковые моренно-подпрудные озера, занимающие понижения рельефа между концом ледника и конечной мореной, отло женной в трансгрессивную фазу оледенения, в период стационарного положения конца ледника. Такие озера могут обладать значительны ми размерами, например, оз. Мерцбаера на леднике Иныльчек, озеро у конца ледника Петрова в массиве Ак-Шийрак, озеро у конца ледника Колпаковского в хр. Терскей Алатоо и др. (Севастьянов, Фунтиков, 1981);
— моренно-котловинные озера, в изобилии возникающие в замкнутых понижениях моренного рельефа. Их образование может быть связано и с термокарстовыми просадками на поверхности морен и речных террас в приледниковых областях, как это наблюдается в настоящее время в высокогорных сыртовых долинах Тянь-Шаня.
Гляциогенные озера недолговечны. Часть их относительно быстро исчезает вследствие размыва рыхлого моренного материала плотины, подпруживающей Сток, другие существуют более длительное время, постепенно заполняясь продуктами выветривания, водно-ледниковой и водно-эрозионной деятельности. Все они имеют голоценовый воз раст и могут быть соотнесены со стадиальной хронологией дегляциации гор.
Известная концепция ритмической изменчивости общей увлажненности материков Северного полушария А. В. Шнитникова (1957,
Таблица 17
Хронология стадий деградации позднеплейстоценового оледенения
(по А. В. Шнитникову, 1963, 1985)
1969, 1985, и др.) объясняет механизм многовековых колебаний при родных процессов в ходе развития ландшафтной оболочки. В частности, эта концепция теоретически обосновывает хронологию стадий распада последнего горного оледенения и в принципе позволяет определить временные рамки формирования той или иной стадиальной морены, расположенной в горно-ледниковой долине (табл. 17).
Отсчет ведется от самых молодых, незадернованных морен, рас Положенных под современными ледниками. Установлено, что такие морены образованы в последнюю фазу трансгрессии оледенения в XVII—XIX вв. или в так называемую малую ледниковую эпоху, которая проявилась повсеместно в горных странах, несущих оледенение (Тушинский, 1960; Максимов, 1972; Kasser, 1981). Ниже по долинам на различном расстоянии одна от другой располагаются более древние стадиальные морены, отложенные в результате пуль сационного сокращения ледников в ходе проявления многовекового 1800—1900-летнего ритма изменчивости общей увлажненности.
Следовательно, озерные котловины, так или иначе связанные с разновозрастными формами гляциогенного рельефа, должны иметь определенные возрастные различия, а озерные экосистемы — обладать характерными для них возрастными особенностями, которые обычно выражаются в уровне биологической продуктивности водоемов и степени заполненности озерных котловин аллохтонными и автохтонными осадками.
Для характеристики разновозрастных озер приледниковых гор ных областей в качестве интегрального показателя их зрелости может использоваться процент содержания органического вещества в повер хностном слое осадка, который рассматривается как итог жизнедеятельности озерной экосистемы на уровне ее современного развития. Изучение возрастной динамики озер хр. Терскей Алатоо и района Арабельских сыртов Внутреннего Тянь-Шаня с применением этого критерия показало, что по мере удаления озер от ледников и увеличения возраста озерных экосистем возрастает содержание органического вещества в осадках современных озер (п. п. п. %) от 2 до 26.5 %. Пропорционально этому показателю увеличивается и сортированность озерных отложений.
На основе радиоуглеродного датирования удается определить абсолютный возраст озер, а с использованием величины содержания органического вещества в поверхностном слое донных отложений и относительной энтропии гранулометрического состава осадков открывается возможность перехода к качественной и количественной оценкам возрастной динамики водоемов (Севастьянов, 1980, 1986б). Историю развития озер Тянь-Шаня можно проследить на примере озер Чатыркель и Сонкель.