Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему

Рельеф Центрально-Азиатского горного пояса и механизмы его формирования

ВАК РФ 25.00.25, Геоморфология и эволюционная география

Автореферат диссертации по теме "Рельеф Центрально-Азиатского горного пояса и механизмы его формирования"

Российская академия наук ИНСТИТУТ ГЕОГРАФИИ

На правах рукописи

БУЛАНОВ Сергей Анатольевич

РЕЛЬЕФ ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО ГОРНОГО ПОЯСА И МЕХАНИЗМЫ ЕГО ФОРМИРОВАНИЯ

25.00.25 - геоморфология и эволюционная география

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора географических наук

Москва -2005 •

Работа выполнена в лаборатории геоморфологии Института географии Российской академии наук

Научные консультанты: доктор географических наук,

профессор Д.А. Тимофеев

доктор географических наук

ведущий научный сотрудник В.П. Чичагов

Официальные оппоненты: доктор географических наук,

профессор A.A. Лукашов

доктор технических наук, профессор С.А. Сладкопевцев

доктор геолого-минералогических наук, профессор Г.Ф. Уфимцев

Ведущая организация кафедра физической и эволюционной

географии факультета географии и геоэкологии Санкт-Петербургского государственного университета

Защита состоится 22 апреля 2005 года в 10 часов на заседании диссертационного совета по геоморфологии и эволюционной географии (Д.002.046.02) при Институте географии Российской академии наук по адресу: 119017 Москва, Старомонетный переулок, дом 29

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института географии РАН Автореферат разослан « (( » е^СС^У^ 2005 г.

Ученый секретарь диссер1ационного совета кандидат географических наук

© Институт географии РАН, 2005

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Интенсивное освоение горных территорий требует от географической науки создания теоретического фундамента для решения задач оптимального использования горных геосистем и бесконфликтного взаимодействия человека с природной средой. Полноценное решение такой задачи возможно лишь при комплексном исследовании территории.

Рассматривая степень изученности горных регионов, нельзя не отметить некоторое несоответствие комплексных геоморфологических исследований разработкам по смежным географическим и геологическим дисциплинам. В то же время в решении широкого круга региональных проблем - от прогнозирования сейсмических событий до охраны природы и строительства новых о&ьектов - геоморфология, как известно, играет ведущую роль. При этом особую актуальность в конце XX и начале XXI в. приобрело изучение закономерностей формирования рельефа горных территорий, что было неоднократно подчёркнуто на ряде международных форумов, проходивших в том числе и во время Года Гор, проведённого ООН в 2002 году.

Это определило основные цели данной работы: комплексное изучение формирования рельефа Центрально-азиатского горного пояса и разработка представления о геоморфологическом механизме - специального методического приёма, позволяющего унифицировать рассмотрение разнородных явлений. На его основе обобщаются и дополняются имеющиеся данные о геоморфологии горного пояса и выявляются новые закономерности формирования его рельефа.

В качестве объекта исследования выбран Центрально-азиатский горный пояс, включающий горные страны Памиро-Алай, Тянь-Шань, Алтай, Саяны, Забайкалье и некоторые, примыкающие к ним горные сооружения.

Обратиться к понятию «механизм» для решения задач рельефообразова-ния побудили следующие обстоятельства:

Первое - активно протекавший в XX веке процесс дифференциации геоморфологии по отдельным направлениям как общее следствие прогресса науки. В настоящее время в ее рамках фактически имеются несколько десятков в разной степени самостоятельных дисциплин. По мере становления практически каждая из них приобрела свой собственный аналитический аппарат, терминологию и - в этом видится, может быть, главное препятствие для регионального обобщения — в логике доказательств тех или иных положений.

Второе - заметный отрыв геоморфологических исследований от смежных наук о Земле, и прежде всего - от геологии и геотектоники. Наметившиеся в последние десятилетия кардинальные изменения во взглядах на строение литосферы и её динамику пока не нашли адекватного отражения в геоморфологических построениях. При всей дискуссионности концепций неомобилиз-ма, особенно его «форпоста» - глобальной тектоники плит, в настоящее время трудно отрицать факт повсеместного развития в горных областях покров-но-надвиговых структур и активных современных проявлений латеральной геодинамики. В то же время в геоморфологических работах при определении эндогенной составляющей рельефообразования эти факты и следствия из них пока не играют заметной роли; большинство построений в сфере горообразования базируется на теоретических предпосылках фиксизма.

Третье - недостаточная доказательность геоморфологических построений. Нередко одновременно сосуществуют несколько противоречащих друг другу или даже взаимоисключающих взгляд " яюших

один и тот же объект или сумму эмпирических данных. Обычно это происходит из-за недостаточности фактического материала, но нередко этому сопутствует отсутствие критерия истинности.

Для достижения поставленных целей были решены следующие главные задачи:

• Морфоструктурный анализ Центрально-азиатского горного пояса с целью выявления основных тенденций эндогенной составляющей морфогенеза.

• Анализ морфоскульптуры Центрально-азиатского горного пояса и её соотношения с морфоструктурой с целью выявления основных геоморфологических режимов в регионе.

• Выделение ведущих тенденций в развитии экзогенной составляющей рельефа Центрально-азиатского горного пояса как основы для определения механизмов формирования морфоскульптуры региона.

• Анализ употребления понятий «механизм», «рельеф», «геоморфология», «морфогенез» и некоторых других, сопряженных с ними.

• Разработка последовательности выявления и описания геоморфологических механизмов.

• На основании установленных тенденций развития рельефа выявляются соответствующие геоморфологические механизмы. Они изучаются согласно предложенной схеме описания. В результате формируются представления о механизмах, функционирующих в Центра!ьно-азиатском горном поясе.

Работа выполнялась в лаборатории (отделе) геоморфологии Института географии РАН (АН СССР) в течение 1981-2004 гг. За это время соискатель многократно выезжал на полевые работы, в том числе в среднеазиатский регион и в горы Южной Сибири в составе экспедиций ИГ РАН, ИФЗ РАН, ЦНИГРИ и других учреждений. Полевые исследования выполнялись как в виде рекогносцировочных и увязочных трансрегиональных маршрутов, так и детально — на ряде ключевых участков. Маршрутами охвачено большинство крупных морфоструктур, все высотные пояса и морфоклиматические обстановки в Центрально-азиатском горном поясе. Среди ключевых участков можно выделить следующие: западная ветвь хребта Петра Первого и Каратегин-ский хребет (Таджикистан), восточное окончание Заалайского хребта, стык Чаткальского и АтоЙнакского хребтов, южное побережье озера Иссык-Куль (Киргизия), Таласский Алатау (Казахстан), хребты Северо-Чуйский, Курай-ский и Курайская впадина (республика Алтай), Куртушибинский хребет (Тува и Красноярский край), Южно-Муйский хребет и восточное побережье Байкала (Бурятия), хребет Кодар и Чарская котловина (Читинская область).

На ключевых участках производилось геоморфологическое картографирование, комплексное профилирование и составление блок-диаграмм в различных масштабах. Для детального исследования динамики наиболее показательных форм рельефа применялась повторная наземная стереофотограммет-рическая съёмка (НСС).

При написании текста диссертации широко использовались литературные и картографические источники, в том числе фондовые. Для ряда ключевых участков произведено дешифрирование аэрофотосъёмки; для всего региона применялись материалы космической съемки разного масштаба и спектрального охвата.

Сообразно поставленным задачам построен текст диссертации, который состоит из 4 глав. Первая глава посвящена геолого-геоморфологической характеристике Центрально-азиатского горного пояса. В ней рассматриваются морфоструктура региона, выявляются тенденции эндогенной составляю-

щей морфогенеза. Вторая глава даёт разностороннюю характеристику морфоскульшуры региона. Выявляются геоморфологические режимы и ведущие тенденции в развитии экзогенной составляющей рельефа Центрально-азиатского горного пояса. В третьей главе анализируются существующие теоретические представления о рельефе, геоморфологии и морфо!енезе. На их основе рассматривается понятие «механизм» и его использование в различных науках, разрабатываются основные положения для выявления и исследования механизмов формирования рельефа. Четвёртая глава, представляющая аналитическую часть работы, содержит описание геоморфологических механизмов, действующих в пределах исследуемого региона. Заключение содержит основные выводы. Завершает текст список литературы, содержащий 543 названия (из них 38 на иностранных языках). Всего работа включает 330 страниц, 6 таблиц и 134 рисунка.

Научная новизна состоит в разработке и применении представления о геоморфологическом механизме. Это методический прием, который позволил критически осмыслить и в значительной степени пересмотреть взгляды на рельеф исследуемой территории, его происхождение и развитие. В описании многих выделенных и изученных механизмов содержатся элементы новизны по отношению к прежним представлениям о формировании морфоструктуры и морфоскульшуры региона. В частности, разработаны представления об оригинальных механизмах горообразования, отвечающих за формирование геотектур и морфоструктур разного иерархического уровня. Впервые в теории и практике геоморфологических исследований горных территорий выявлены, описаны и обоснованы явления тектонической деструкции орогена и связанной с ней планацией рельефа, независимой от положения базиса денудации. Предложен механизм формирования рельефа в результате автономного подъёма интрузивных тел.

Предмет защиты составляют: представление о геоморфологическом механизме; геоморфологические режимы Центрально-азиатского горного пояса; механизмы формирования рельефа Центрально-азиатского горного пояса.

Практическая значимость диссертации заключается в возможности использования её результатов при решении актуальных вопросов природопользования на территории Центрально-азиатского горного пояса, сопредельных и аналогичных горных сооружений. Составленные геоморфологические карты могут быть использованы при планировании мероприятий, при проведении которых необходима оценка природных условий. В частности, они могут быть применены при установлении места и времени прохождения катастрофических процессов селе-, оползне-, разломо- и трещино- и лавинообразова-ния; прогноза мест сильных землетрясений, при оценке последствий хозяйственной деятельности человека, при выявлении естественного тренда рельефа и других компонентов горных геосистем, а также тенденций их развития при различных видах антропогенной нагрузки.

По теме диссертации опубликованы 27 работ объёмом около 12 п. л. Основные защищаемые положения:

■ формирование рельефа Центрально-Азиатского горного пояса происходит на нескольких иерархических уровнях, из которых главными являются геотектурный (панрегиональный), региональный и локальный;

* каждое изменение рельефа определяется совокупностью процессов, которые образуют конкретный геоморфологический механизм;

■ геоморфологический механизм может быть описан по предложенной в работе схеме, которая даёт полноценное представление о рассматриваемом явлении, необходимое и достаточное для выявления его сущности;

■ геотектура Центрально-Азиатского горного пояса возникла в результате смещения земной коры в западном направлении, наложенного на общее субмеридиональное сжатие литосферы в регионе;

■ общее сокращение пространства и утолщение литосферы в Центрально-Азиатском регионе вызывает рост не только абсолютных, но и относительных высот;

• локальное растяжение верхних горизонтов земной коры в регионе обусловливает тектоногенное снижение абсолютных и относительных высот, что выражается в частичном разрушении орогенов;

• наряду с механизмами, вызванными эндогенными или экзо! енными силами, в регионе функционируют механизмы смешанного (эндогенно-экзогенного) генезиса;

■ механизмы, формирующие рельеф Центрально-Азиатского горного пояса, обладают существенной автономностью по отношению к внешним факторам, их обусловливающим; их развитие в значительной степени определяется внутренними факторами.

Кроме вышеперечисленных положений, защищаются предлагаемые к рассмотрению представления о геоморфологических механизмах, функционирующих в Центрально-азиатском горном поясе; основная дилемма при определении механизма горообразования.

Основные положения диссертационной работы неоднократно докладывались на заседаниях лаборатории геоморфологии ИГ РАН, на заседаниях других подразделений ИГ РАН, в Московском центре Русского географического общества, на 11-м междуведомственном совещании по изучению современных движений земной коры на reo динамических полигонах (Звенигород, декабрь, 1985 г.), на пленумах Геоморфологической комиссии РАН, на IV Всесоюзной научной конференции "Закономерности проявления эрозионных и русловых процессов в различных природных условиях" (Москва, декабрь 1987 г.), на Всесоюзном совещании "Активные разломы - методы их изучения, морфология, кинематика и геодинамическое значение" (Иркутск, апрель 1989 г.), на IV Щукинских чтениях (Геоморфология на рубеже XXI века, март 2001)), на 11 Международном географическом конгрессе (Барнаул, 2004)

Диссертационные материалы используются при разработке лекционных курсов геоморфологии и общего землеведения в Московском государственном университете геодезии и картографии (МИИГАИК) и Московском государственном университете инженерной экологии (МГУ ИЭ).

Диссертант считает своим долгом выразить благодарное [ь научным консультантам: д.г.н. профессору Д. А. Тимофееву и д.г.н. В. П. Чичагову, научным наставникам, коллегам из отдела (лаборатории) геоморфологии ИГ АН (ИГ РАН), а также сотрудникам других лабораторий ИГ АН и родственных научных учреждений, с которыми диссертанту довелось работать в экспедициях.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Глава 1. Орография и морфоструктура горного пояса

Евразия среди материков Земли является своеобразным исключением: у неё весьма возвышены внутренние пространства, в то время как у других материков они заметно прогнуты. Между краевыми Альпийско-гималайским и Восточно-азиатским горными поясами в качестве соединительного звена располагается обширный высокоподнятый регион, который обычно объединяется под названиями Средняя и Центральная Азия. Орографическое устройство этого региона представляет собой сложную композицию из горных стран, отдельных хребтов, впадин, высоких равнин и плато. Западная окраина региона заметно приподнята относительно его срединной часта - до 4,5 - 7,5 км. Эта окраина образована несколькими практически смыкающимися друг с другом горными странами в пределах Средней Азии, Восточного Казахстана и Западного Китая. После перерыва, образованного Джунгарской и Зайсанской впадинами, пояс поднятий продолжается на севере горами Сибири (Алтай, Саяны и горы Тувы, Прибайкалье и Забайкалье).

Обозначенный выше регион обладает геоморфологическим единством, которое заключается в соответствии горного рельефа пояса области развития палеозоид и более молодых складчатых структур (в противоположность равнинно-платформенному облику древних кратонов). Резкие перепады высот обнаруживаются не только на уровне общего расчленения поднятий, но и в виде деления горных стран на отдельные хребты, массивы и разделяющие их впадины. Вместе с тем контрастный рельеф занимает в настоящее время лишь часть пояса палеозоид, и своё максимальное выражение получает в виде обозначенного выше окраинного поднятия, который традиционно называется Центрально-азиатским горным поясом.

Согласно современным воззрениям, тектоническая эволюция горного пояса объясняется длительным непрерывным сближением Сибирского и Индо-станского кратонов, которое началось в протерозое и продолжается в настоящее время. Существовавший между ними в позднем рифее Палеоазиатский океан достигал ширина не менее 3-4 тыс. км. Находившиеся между кратона-ми докембрийские блоки средних и малых размеров в течение позднего протерозоя и палеозоя выступали в качестве микроконтинентов, вокруг которых формировались островные дуги. Последние позднее были трансформированы в ороклины и вместе с облекающими их складчатыми структурами причлене-ны к Сибирскому кратону. Постконсолидационное развитие имело существенные региональные различия, которые будут рассмотрены при описании конкретных горных стран.

Горы Средней Азии и Восточного Казахстана.

Образуют южный, наиболее высокий и сложно устроенный сегмент Центрально-азиатского горного пояса. Первые включают крупные горные страны Памиро-Алая и Тянь-Шаня, вторые - меньшие по размеру и высоте горные системы Джунгарского Алатау, Саура и Тарбагатая. Тянь-Шань характеризуется как глыбово-складчатая горная страна с элементами надвиговой и сдвиговой структур, а Памир как высокое нагорье преимущественно с надвигово-покровной структурой. Гиссаро-Алай обладает переходными между ними свойствами морфоструктуры. Горные сооружения разделены крупными межгорными и внутригорными впадинами, в пределах которых также установле-

ны значительные перемещения тектонических пластин по надвигам и покровам в кайнозое (в том числе и в плиоцен-четвертичное время).

Устанавливается единая для региона кинематическая система перемещений по главным разломным зонам. С северо-западным простиранием ассоциирует правосторонняя сдвиговая составляющая, с северо-восточным - левосторонняя. Субширотные дизъюнктивы имеют значительную надвиговую компоненту, которая в большинстве случаев направлена на север; южная вер-гентность характерна для контактов вдоль бортов впадин, подчиняющихся правилу Леукса. Эти перемещения обусловливают общую закономерность структурного рисунка для всей горной области Средней Азии и восточного Казахстана.

В орографическом строении Памира обычно выделяются три особенности. Первая - относительная сниженность его восточной части, подчёркнутая сравнительно пологосклонным рельефом, широкими плоскодонными впадинами и долинами. Вторая - это известные «Памирские дуги», под которыми подразумевается плавный изгиб гребневых линий хребтов на север. Третья особенность - субмеридиональные хребты, секущие «дуги» вкрест простирания. Самый значительный из них по высоте и протяжённости хребет Академии Наук, который на юге имеет продолжение в виде мощных отрогов в хребтах расположенных южнее. Образуемая ими линия обычно приводится в качестве раздела между Западным и Восточным Памиром. На неё же нередко обращают внимание как на ось поднятия Памира, что находит своё подтверждение в высокой сейсмичности.

В тектоническом строении Памира устанавливается серия чешуй и покровов, надвинутых в северном направлении, для которых устанавливается чёткое соответствие элементам орографии, что позволяет говорить о горных дугах как о морфологическом выражении этих структур. Их основу составляют дислоцированные отложения палеозоя, на юге имеется крупный массив более древних кристаллических образований. Вдоль северного фланга горной страны простирается зона дислоцированных мезозой-кайнозойских толщ, «затягивающаяся» сюда из Таджикской депрессии. Аналогичные молодые тектонические комплексы фрагментарно встречаются и во внутренних частях Памира.

Орографию Гиссаро-Алая характеризует субширотнос прямолинейное простирание с незначительным изгибом на юг, навстречу Памиру, а также относительная суженносчь в центральной части и веерообразные расширения в краевых частях, особенно на западе. Не менее показа1ельно продольное членение горной системы на ряд параллельных хребтов. Местами хребты сходятся, образуя крупные горные узлы с высотами более 5000 м.

Основу внутреннего строения Гиссаро-Алая составляют дислоцированные осадочные комплексы палеозоя, местами прорванные интрузиями. Весьма характерны также фрагменты мезозой-кайнозойских складчатых структур. В рельефе они, как правило, занимают низкое положение, соответствуя внутри-горным понижениям типа мульд, впадин, крупных долин. Характерна их сдавленность тектоническими пластинами палеозоид.

Для западного окончания Гиссаро-Алая характерно постепенное затухание дислокаций в молодых (Мг-Кг) отложениях, вплоть до субгоризонтального их залегания на равнинах Турана и соответствующее снижение высот с упрощением морфоструктуры. Восточное окончание горной страны представляет собой аналогичный «веер хребтов», которые состыкуются с Фер1ан-ским хребтом, служа, таким образом, «орографическим мостом» между Па-миро-Алаем и Тянь-Шанем.

Основу складчатых гор Южного Таджикистана составляет система узких (5-15 км) хребтов и продольных долин, с явным соответствием молодой складчатой структуре сорванного мезозой-кайнозойского чехла. На юго-западе преобладают низкогорья (900-1500 м), адыроподобные гряды и широкие синклинальные долины. На северо-востоке хребты сужаются и поднимаются до уровня среднегорий, местами - и высокогорий. Типично слияние нескольких орографических линий в одну, замыкание синклинальных долин, наблюдается инверсия складчатой морфоструктуры, с образованием синклинальных хребтов и антиклинальных долин.

Западный форпост Центрально-азиатского горного пояса образуют передовые низкогорья, примыкающие к Гиссаро-Алаю в виде прерывистой полосы, углублённой в пустынные равнины Турана на несколько сот километров. Она состоит из низких хребтов и кряжей. Обычно их не включают в состав Памиро-Алая, но большинство исследователей подчёркивают их морфо-структурное единство с Гиссаро-Алаем, который эти низкогорья предваряют как в орографическом, так и в естественноисторическом плане, демонстрируя ранние стадии становления орогена.

Тянь-Шань - крупнейшая в Среднеазиатском регионе горная страна -имеет отчётливо субширотное простирание с общей протяжённостью почти 2500 км.

В основе Западного Тянь-Шаня лежит почти прямолинейная цепь хребтов Каратау, Таласского Алатау, (западная часть) Атойнакского и Ферганского - в целом северо-западного простирания. На юго-запад от этой цепи почти под прямым углом отходят несколько субпараллельных горных цепей. Основной фон высот гребневой части хребтов колеблется в интервале 3000— 4500 м (максимум 4819 м). На севере и западе, где горы вторгаются в пределы окружающих равнин, высоты резко снижаются Здесь хребты расходятся веерообразно, и за характерный рисунок орографии В. И. Попов предложил называть их «структурами типа конского хвоста». Морфоструктуры сложены палеозоем с элементами покровно-надвигового строения, местами они интру-дированы гранитоидами. Мезозойские и кайнозойские осадки здесь маломощны и залегают почти исключительно во впадинах и в предгорьях. Степень их смятия намного меньше, чем в Памиро-Алае, но первичное залегание всех, вплоть до плиоценовых, толщ нарушено повсеместно.

Северный Тянь-Шань состоит из нескольких крупных хребтов субширотного простирания, достигающих почти 5-км отметки. Они ступенеобразно поднимаются над прилегающими с севера равнинами, образуя мощный барьер, обособливающий внутренние части горной страны. Морфоструктуры отличаются массивностью, что связано с блоково-глыбовым строением слагающих их структур палеозойской консолидации. Мезозойские осадки более типичны межгорным впадинам, маломощный кайнозой представлен в основном в предгорьях, где умеренно дислоцирован и не играет существенной роли в формировании морфоструктуры На западе и на востоке передовые хребты Северного Тянь-Шаня расщепляются, в чём видится их сходсшо с хребтами Западного Тянь-Шаня. Они снижаются и как бы погружаются под осадки смежных депрессий.

Под Центральным Тянь-Шанем обычно подразумевают регион с чрезвычайно сложной орографией между Таласо-Ферганским разломом на западе и границей с Китаем на востоке, основу которого составляет сочетание линейно вытянутых преимущественно субширотного простирания хребтов и внутригорных впадин. Практически все хребты имеют высокогорный облик, гребневая линия их имеет отметки не менее 3500-4000 м. На востоке и юге

высоты вершин возрастают - до 5982 м (на юге) и 7439 м (на востоке). Хребты плавно изгибаются, местами виргируют и кулисообразно подстраиваю tea друг к другу. Характерно, что северные цепи выгнуты преимущественно на север, южные - на юг. Примечателен правосторонний разворот хребтов на западе, вблизи Таласо-Ферганского рахчома, что отвечает его сдвиговой кинематике.

Основу внутреннею строения Центрального Тянь-Шаня составляют ефуктуры палеозойской консолидации - лшкаледонские на севере и тпшер-цинские на юге. разграниченные по шву, более известному как «линия Николаева» Впадины большей частью выполнены кайнозойскими осадками, местами значительной (несколько километров) мощности. Мезозойские отложения отмечены на западе, и их наличие свидетельствует о древности заложения впадин и орографии региона в целом. Молодые отложения повсеместно дислоцированы имеют место, как моноклинальное залегание, так и складчатые структуры, которым соответствуют гряды

Восточный Тянь-Шань в целом представляет собой opiаничное продолжение Центрального, особенно в непосредственной близости от последнего. Сближенные параллельные хребты здесь поднимаются до высоты 6800 м и более. К востоку они понижаются, и через 300 км уже не превышают 4500 м. Далее наблюдается расщепление хребтов и их расхождение, вновь появляются межгорные впадины,

Наиболее заметная черта орографии Тянь-Шаня - это наличие многочисленных вну|ренних впадин характерной миндалевидной формы. Размеры их сильно варьируют - от 250 км по длине и 70 км по ширине (Иссык-кульская. впадина) до весьма незначительных, отмеченных лишь местным расширением долин. Высотное положение и рельеф их днищ тоже весьма разнообразны. Есть глубокие, не компенсированные осадками, а потому занятые озёрами впадины, есть продолжающие заполнягься, с плоскими пойменными днищами, обрамлёнными конусами выноса. Но основной фон образую; понижения, где аккумуляция в целом уже не преобладает и наблюдается врезание русеп транзитных рек.

Не менее показательно распределение впадин. Четко вычеркивает ui правило уменьшения их размеров и возрастания высот по направлению с запада на восток (отчасти и с севера на юг). В этом же направлении обнаруживается обшее схождение хребтов Тянь-Шаня и увеличение их абсолютных отметок. На восюке внутригорных впадич практически нет. и орографию представляе1 система сближенных хребтов субширотной ориентировки и разделяющих их глубочайших ущелий. Картина дополняется наличием горных массивов в месте схождения хребтов (Ак-Шийрак) и субмеридиональной цепью высочайших вершин на границе с Китаем.

Особое положение в орографии Средней Азии занимает <t>epi анская долина - крупнейшее межгорное понижение между хребтами Западного Тянь-Шаня и Гиссаро-Алаем В целом ей очертания близки к треугольнику, вытянутому чо широте. С восток-северо-востока на запад-юго-запад она простирается не менее чем на 360 км при максимальной ширине до 150 км. По форме долина напоминает огромную плоскодонную чашу, «дно» которой занято слившимися сухими дельтами и конусами выноса притоков Сырдарьи. Центральные равнины практически со всех сторон окаймлены низкими грядами, образованными складками в легко размываемых молодых, преимущественно кайнозойских шложениях Это так называемые адыры, с голь ¡ипичные для среднеазиатских предгорий. Есть также массивы и асимметричные гряды, где из-под кайнозоя выступают более древние и более устойчивые к разрушению

(палеозойские) породы. За адырами и полосой низкогорий простираются продольные впадины, частично занятые аккумулятивными образованиями.

Субширотные хребты, расположенные к югу от Кокшаал-Тоо, образуют северное обрамление Таримской равнины. Они сравнительно невысоки (не более 4500 м) и понижаются в сторону впадины. Из них только самый высокий северный (Майдантаг) ещё схож с хребтами Центрального Тянь-Шаня • по морфологии и морфоструктуре. Остальные хребты (Кельпинчёльта!, Им-

гентау и др.) представляют собой низкие и узкие складчатые гряды, разделённые широкими плоскодонными долинами тектонического происхождения. И гряды и долины образовались в результате смятия сорванного с основания осадочного чехла депрессии, который продвигается в сторону её центральной части.

Джунгарский Алатау по соотношению с окружающими равнинами и в орографическом устройстве обнаруживает много общего с Гиссаро-Алаем и Западным Тянь-Шанем. Прежде всего, характерна аналогичная субширотная вытянутость и членение на параллельные хребты основного горного массива. Ещё одна морфоструктурная аналогия может быть обнаружена на примере резкого северо-восточного ограничения Джунгарского Алатау. Здесь находятся уникальные в своём роде Джунгарские Ворота. Вдоль этого понижения устанавливается крупный правосторонний сдвиг северо-западного простирания.

Основу геологического строения Джунгарского Алатау составляет складчатый палеозой, местами прорванный гранитоидными интрузиями. Примечательно, что отложения дислоцированы относительно слабо (до 30°), а по направлению на запад складки выполаживаются. Мезозойские и кайнозойские отложения концентрируются в зоне предгорий, где представлены красно-цветными и солегипсоносными толщами, местами значительной (несколько сот м) мощности. Падение пластов, как правило, не более 20°, но на востоке оно увеличивается, и там отмечаются случаи опрокинутого залегания с надвиганием палеозоя на молодые осадки.

Тарбагатай и Саур относительно невысоки и невелики по площади. Тар-багатай протяжённее и сложнее устроен орографически. Саур короче, массивнее, но выше (до 3816 м). И тот, и другой хребты сопровождаются низкими параллельными цепями гор и холмов (преимущественно с северной стороны), а на западе и на востоке продолжаются веером расходящихся гребней и увалов. Тарбагатай и Саур слагаются почти исключительно складчатым палеозоем, с гранитоидными интрузиями. В предгорьях также обнаруживаются маломощные молодые осадочные толщи.

Горы Южной Сибири.

Этим названием объединяется ряд горных стран в пределах России общей площадью 1,6 млн. км2. История развития рельефа региона в течение последнего столетия имела разные трактовки. Вначале широко обсуждалось представление о "древнем темени Азии". Затем было установлено, что подавляющее большинство структур в горах юга Сибири сформировалось в позднем протерозое и палеозое, и объединяющим началом для морфоструктур региона стала служить их принадлежность к соответствующим зонам складчатости, широкой полосой облекающих с юга Сибирскую платформу, но само горообразование объяснялось позднейшей тектонической активизацией.

Характер сочленения палеозойских структур с платформой и их конфигурация чётко выражены в рельефе. Обращает на себя внимание орография непосредственно примыкающих к платформе Саян и Забайкалья, которую Н. А. Флоренсов образно описал как единый рисунок "птичьих крыльев":

Главный Саянский разлом и озеро Байкал служат для нею своеобразными стволами, от которых соответственно к западу и востоку отходят "оперения" в виде линейных впадин и хребтов.

Алтай в целом изометричен и компактен. В центре и на востоке горной страны выделяется система высоких (до 4506 м) хребтов субширотного и северо-западного простирания. На западе и севере их продолжают веерообразно расходящиеся средневысетные и низкие хребты, постепенно понижающиеся и вторгающиеся в окружающие равнины. Характерная деталь высокогорной части Алтая - крупные внутригорные впадины - «степи», как правило, изо-метричные.

По современным воззрениям, горы Алтая возникли в результате относительно слабого, но продолжительного регионального сжатия, о чём свидетельствуют надвиги палеозойских структур на мел-палеогеновые осадки в депрессиях и деформации последних. Предполагается, что в результате сближения Джунгарской и Тувинско-Монгольской микроплит и их смещения на северо-запад, происходило нагнетание палеозоид Монголо-Охотского пояса в сторону Западной Сибири.

Основные горообразующие движения произошли в кайнозое, но часть впадин и разделяющих их поднятий Алтая заложилась ранее, о чём говорят мезозойские и пермо-карбоновые молассы в нижних частях их разрезов. Наиболее сложная геодинамическая картина наблюдается на южной периферии: здесь выделяется серия субширотных хребтов, линейных впадин и тектонических уступов.

На Алтае отмечаются сложные взаимоотношения древних структур и рельефа, а также инверсионные (по отношению к древним) морфоструктуры.

Низкий (до 621 м) кряж Салаир и средневысотный горный массив Кузнецкого Алатау образуют переходную зону между Алтае-Саянским поднятием и Западно-Сибирской равниной. Граница с первым чётко фиксируется -на юге структурно (по серии разломов северо-восточного простирания), на востоке морфологически, по Минусинской впадине и антецедентной долине верхнего Енисея. Со стороны равнины такой чёткости нет, северные и северозападные отроги полого понижаются. Равнина как бы втягиваеюя между ними, образуя крупные межгорные понижения типа котловин.

Саяны менее компактная, чем Алтай, горная система, она имеет отчётливо выраженное субширотное простирание и членение. Её облик определяет совокупность Б- и дугообразно изогнутых в плане хребтов, которые ветвятся и как бы облекают разделяющие их крупные впадины. Аналогична конфигурация расположенных южнее хребтов в горах Тувы; исключение составляет Сангилен, представляющий собой массивное нагорье. Для Саяно-Тувинской горной страны характерна унаследованность от предшествующих этапов развития. При этом возраст наследуемых структур на востоке оказывается более значительным, чем на западе. Разломы, контролирующие конфигурацию хребтов и впадин, часто являкмея омоложенными палеозойскими или совпадают с древними границами структурно-фациальных зон. Восточное окончание гор Саян и Тувы подпадает под влияние системы разломов, относящихся к Байкальской рифтовой зоне.

Хребты Прибайкалья составляют единое целое с обширной горной страной Забайкалья. В их общих пределах основные орографические элементы простираются с юго-запада на северо-восток. Преобладают низкогорья, сред-негорные массивы сосредоточены в основном в хребтах Хамар-Дабан (2374 м), Баргузинском (2840 м), Муйских (3067 м) и Кодаре (3076 м). С этими поднятиями непосредственно сопрягается система уникальных рифтоген-

ных впадин, самая значительная из которых занята глубочайшим в мире (1620 м) озером Байкал. Согласно современным воззрениям, этот регион вместе со Становым хребтом и Алданским нагорьем рассматривается как ансамбль из трех составных террейнов: Байкало-Витимского, Апдано-Станового и Монголо-Охотского; часть их имеет докембрийский кристаллический фундамент. Причленение террейнов к Сибирскому кратону началось в протерозое, продолжалось в палеозое и мезозое. На границе с кратоном развиты пологие надвиги, переходящие в шарьяжи, которые начали формироваться в палеозое, и продолжают развитие в кайнозое.

Стержневой морфоструктурой региона является система хребтов и впадин Байкальской рифтовой зоны. Байкал находится как бы «на острие» Иркутского выступа Сибирской платформы, в том месте, где древний кратон наиболее активно воздействовал на структуры Монголо-Охотского пояса в течение протерозоя и всего фанерозоя.

Проявления современного вулканизма в Центрально-азиатском поясе не обнаружены. Последние его вспышки относятся к позднему плейстоцену -голоцену. Плейстоценовые вулканиты распространены в Саянах и Забайкалье. Образуемые ими постройки ещё сохранили в рельефе свои первичные формы. Кайнозойские и мезозойские излияния имеют преимущественно ту же локализацию и уже отражены в морфологии лишь косвенно - через струк-турно-литологические свойства пластов в осадочно-вулканогенных комплексах, по-разному устойчивых к денудации.

Весьма неоднозначно влияние интрузивного магматизма на формирование рельефа. Многие интрузивные тела (преимущественно гранитоиды) образуют самостоятельные формы рельефа и часто занимают в нем господствующее положение. Этот феномен связывается с возможностью их автономного подъема и образованием изометричных, часто кольцеобразных морфострук-тур.

Глава 2. Экзогенный морфогенез н морфоскульптура

Специфика экзогенных процессов и морфоскульптуры региона объясняется прежде всегг его резко континентальным климатом, разнообразие - вытянутое! ью примерно на 3000 км по меридиану и амплитудой абсолютных отметок, достигающей более 7000 м. Положение в умеренных широтах северного полушария обусловливает преобладание западного переноса воздушных масс и связанную с этим экспозиционную асимметрию морфогенеза и форм рельефа как горных систем в целом, так отдельных хребтов и долин.

Вертикальная поясность.

Многие хребты имеют высоты более 3000 м, в связи с чем в регионе широкое распространение получили высокогорья. Они характеризуются большой крутизной склонов и максимальной глубиной расчленения. Холодная гумидная обстановка способствует развитию экзогенных процессов и форм, связанных со льдом, снегом и отришиельными температурами. Альпийский тип рельефа связан с ледниковой обработкой, которая унаследован-но развивается с плейстоцена в районах современного оледенения и имеет реликтовый характер в случае его деградации. Эрозионно-гравитационный тип рельефа выделяется только в среднеазиатском регионе и представляет резко расчлененное высокогорье во внеледниковых областях. Для него свойственно господство лавинных, селевых процессов и линейной эрозии. Там же своё место занимает плосковершинное высокогорье, в котором добавляется криогенная и нивальная составляющие экзо-

генного морфогенеза. Морфоскульптура высокогорных котловин и впадин определяется сочетанием реликтовых моренных комплексов с криогенными формами, селевой и флювиогляциалъной аккумуляцией.

Среднегорье является наиболее распространённым ярусом рельефа Центрально-азиатского пояса. Оно типично для большинства хребтов на юге Сибири и объемлет периферические части многих высокогорных хребтов в Средней Азии. В рельефе последних выделяются участки альпинотипного среднегорья, где ледниковые формы, созданные нлейстоценовыми оледенениями, перешли в реликтовое состояние и активно перерабатываются криогенными и связанными с ними процессами.

Эрозионное среднегорье более характерно для южного, среднеазиатского региона, где оно находится в тёплых гумидных условиях. Наряду с резкими формами расчленения, для него типично наличие покрова лёссов либо лессовидных суглинков на склонах и междуречьях, смягчающего их очертания. В условиях антропогенного воздействия они подвержены линейной эрозии и плоскостному смыву.

Плосковершинные среднегорья (плоскогорья) имеют южные и северные разновидности. Среднеазиатский вариант сочетает эрозионные врезы с реликтовыми фрагментами равнин, поднятых на высоту 1.5-3 км. В южносибирском варианте вершины и склоны часто находятся под сильным воздействием криопланации и нивации, которые подавляют проявление иных процессов и затушёвывают древние черты.

Низкогорья занимает высоты в интервале от 500 м (редко ниже) до 1500 м на севере Центрально-азиатского горного пояса, где встречается практически повсеместно, и до 1800-2000 м в Средней Азии. На юге этот ярус достигает своего наибольшего морфогенетического разнообразия. Один из этих типов представляют антиклинальные гряды - адыры. Формой они напоминают протяжённые валы с пологими склонами. Скорость роста поднятий подчёркивается антецедентными ущельями. На дислоцированных отложениях мезозоя и кайнозоя обычен бедленд, который представляет собой дробное эрозионное расчленение, развивающееся в аридных и семиаридных условиях. Плато обычно бронированы сцементированными плиоцен-четвертичными конгломератами, либо известняками мел-палеогенового возраста. Они расчленены каньонообразными долинами. Выступы палеозойского фундамента среди аккумулятивных равнин образуют низкие плоскогорья с реликтами пенеплена и редкими крутосклонными ущельевидными врезами.

Подгорно-долинный ярус рельефа занимает днища котловин, депрессий, впадин и расширенных участков долин Здесь преобладают аккумулятивные равнины, морфология которых тесно связана с генезисом рыхлых накоплений. Субгоризонтальные их участки, как правило, имеют озёрное или озёрно-аллювиальное происхождение и приурочены к побережьям современных водоёмов. Наклонные равнины распространены чаще в прибортовых частях котловин и депрессий. Их происхождение связано с пролювиальной, реже флювиогляциальной аккумуляцией. Ступенчатые равнины простираются полосами вдоль долин крупных рек, реже озёр, и представляют собой террасовые комплексы. Бугристо-западинные участки подгорных равнин могут иметь моренное термокарстовое, либо эоловое происхождение.

Фрагменты полупогребённых горных кряжей и отрогов среди аккумулятивных равнин образуют останцовые возвышенности, по характеру рельефа мало отличающиеся от низкогорий.

Экзогенные процессы и генетические типы морфоскульптуры.

Ледниковые процессы и формы рельефа. Гляциальное воздействие на рельеф можно классифицировать по следующим типам. Плошадной тип приурочен к высочайшим массивам Памира и Тянь-Шаня, где сосредоточены наиболее значительные компактные площади ледников. Вертикальная амплитуда оледенения достигает величины в несколько километров, а нивально-гляциапьная обработка господствует практически повсеместно. Разорванный тип характерен для большинства высоких хребтов Средней Азии и Алтая, где в настоящее время ледники компактно покрывают осевую их зону, но выходят за её пределы лишь в виде узких языков. Наиболее распространён спорадический, связанный с каровыми и карово-долинными ледниками. Гляциальная переработка рельефа рассредоточена по небольшим очагам, часто отстоящим друг от друга на значительное (километры) расстояние. Здесь она идёт медленно, но постоянно. Эмбриональный тип выделяется в местах возвратно-колебательных переходов типа снежник о ледник либо каменный глетчер <к> ледник. Гляциальное воздействие оценивается в этих условиях как незначительное и непостоянное, зависящее от кратковременных колебаний климата.

Моренный ландшафт ниже ледников обычно чётко распадается на два хорошо различающихся комплекса: относительно более молодой и относительно более древний. Первый, как правило, сохраняет первоначальный вид хаотических развалов, второй заметно сглажен, переработан почвенными процессами, несёт следы воздействия эрозии и криогенных процессов.

Криогенный и нивально-гравитаинонный морфогенез. Сфера деятельности криогенных процессов включает склоны средней и малой крутизны, несущих покров многолетнемёрзлых грунтов, а на севере - распространяется в пределы впадин. Лидирующую роль следует отдать процессам образования каменных развалов курумов и их движения вниз по склонам. В Сибири они наблюдаются практически во всех горных поясах, но более всего им подвержены крупноглыбовые элювиальные развалы и моренные комплексы. Последние нередко трансформируются в каменные глетчеры.

Не менее распространены структурные грунты и полигональные формы рельефа. На склонах с ними ассоциируют полосы течения и поперечные валы. Термокарст и морозное пучение грунтов осложняют главным образом рельеф днищ впадин. Там же местами наблюдается активная термоэрозия и термоабразия.

Нивальные процессы распространены несколько ширю в основном за счёт гребней вне зоны вечной мерзлоты. Они формируют многочисленны ниши, которые моделируют склоны ступенями - нагорными террасами.

Нивально-гравитационные процессы наблюдаются практически везде, где есть контрастный крутосклонный горный рельеф. В альпинотипном рельефе лавинная деятельность для формирования склонов может играть решающую роль. Следует отметить широкое развитие реликтовых лавинных лотков и шлейфов, а также активизацию лавинной деятельности при различных видах антропогенного воздействия.

Солифлюкция принимает участие в переработке склонов средней и малой крутизны наряду с другими криогенными процессами.

Флювнальные процессы являются одним из главных факторов формирования рельефа Центрально-азиатского горного пояса. Их влияние в регионе возрастает с севера на юг и «сверху вниз» по ярусам рельефа. Оно приурочено к участкам с относительно тёплым гумидным климатом и лимитируется

нивально-криогенной зоной с одной стороны (сверху и на севере) и аридной -с другой (на юге).

Основное рельефообразующее значение русловые процессы имеют в долинах крупных и средних рек, которые удаляют поступающий в них обломочный материал за пределы горных поднятий. В руслах малых и временных водотоков весьма типичны селевые явления, которые носят импульсивный характер. На склонах широко распространены линейная эрозия и плоскостной снос, которые в значительной степени спровоцированы хозяйственной деятельностью человека.

Предгорные и внутригорные впадины часто являются ареной аллювиальной и пролювиальной аккумуляции. В них формируются субгоризонтальные, ступенчатые или наклонные равнины. Последние часто имеют форму конусов выноса.

Гравитационные процессы и формы рельефа. Склоновые процессы, имеющие чисто гравитационную природу (обвалы, осыпи, оползни), в горах Центральной Азии имеют подчинённое значение. Как правило, они затушёваны лавинами на крутых склонах и криогенными процессами на пологих. Относительно самостоятельны они на эрозионных, абразионных и тектонических уступах. Особое положение занимают крупные обвалы и оползни, спровоцированные сейсмическими толчками либо произошедшие по какой-либо другой причине. Весьма часто они образуют в горных долинах завалы плотинного характера.

Последние наблюдаются во всех горных системах Центрально-азиатского пояса, но более характерны для гор Средней Азии. Обычно обрушение масс происходит на крутых высоких склонах - бортах ущелий. В движение вовлекаются объёмы горных пород порядка от нескольких тысяч до первых млн. м3, которые в состоянии перегородить русло дренирующего водотока и вызвать долговременную перестройку рельефообразующих процессов в долине.

Эоловые процессы и формы. Наибольшее влияние воздушных потоков на горный рельеф в настоящее время отмечается в подгорно-долинном ярусе, где в условиях аридного климата могут развиваться как дефляция, так и соответствующие аккумулятивные процессы. Их активизации способствует нерациональная хозяйственная деятельность (распашка, выпас и т.п.).

Другая область проявления эоловых процессов - безлесная гребневая зона хребтов Здесь в холодное время года идёт сильный ме! елевый перенос, который, помимо снежной массы, перемещает мелкие обломки и, таким образом, сглаживает наветренный склон. В результате поперечный профиль гребня приобретает асимметричное строение.

В плейстоцене и голоцене имели место периоды резкого усиления эоловых процессов. Следы их сохранились в рельефе. Это барханы, гряды, дюны, широко распространённые по днищам котловин не только в Средней Азии, но и в Туве и в Забайкалье. Частично они развиваются унаследованно, частью перешли в реликювое состояние.

К отложениям плейстоцена, имеющих эоловое происхождение, также относятся лёссы и лессовидные суглинки, чехлом различной мощности покрывающие склоны и междуречья низкогорий, среднегорий, а в Средней Азии -отчасти и высокогорий. Значение лёссонакопления для морфологии выражается в нивелировке или уничтожении микрорельефа, формированию мягких, сглаженных черт, которые могут считаться реликтами соответствующего времени.

Прибрежно-волновые процессы оказывают локальное воздействие на рельеф берегов крупных озёр и водохранилищ. Абразия и прибрежно-

волновая аккумуляция получили наибольшее выражение на берегах крупнейшего в регионе водоёма - Байкала. Обрывы, возникшие в результате отступания берегов, достигают здесь 100 м и более; штормовые валы имеют высоту до 4 м. Реликтовые озёрные формы распространены гораздо шире. Это террасированные участки по берегам современных водоёмов и плоские равнины, оставшиеся на месте исчезнувших.

Карстовые процессы. Обладают большим разнообразием и присутствуют практически во всех горных системах региона, но также имеют локальное, ограниченное значение для формирования горного рельефа. Весьма многочисленны воронки и «слепые долины», осложняющие плоские вершины. Менее распространены карры и провалы. На Восточном Памире и в Ферганской долине есть известняковые останцы, которые рассматриваются как реликтовые формы тропического карста.

Пещеры, как правило, приурочены к известняковым массивам. Длина некоторых из них исчисляется десятками километров, глубина - более 1000 м. С карстом связаны локальные особенности гидрографической сети: разреженность, отсутствие притоков и т. д.

Лёссовые толщи, реже четвертичные отложения иного генезиса, подвержены суффозии, которая интенсифицируется вследствие мелиорации.

Антропогенная составляющая экзогенного морфогенеза. Горы Центрально-азиатского региона освоены человеком уже в палеолите. Интенсивное скотоводство и земледелие, в том числе с применением мелиорации продолжается здесь уже несколько тысячелетий. Хозяйственная деятельность распространяется практически на все высотные пояса - от пустынь подножий вплоть до моренных комплексов в окрестностях ледников.

Непосредственное целенаправленное изменение рельефа обычно имеет целью создание благоприятных условий для сельского хозяйства, жилищного строительства и транспорта, реже оно вынужденное (карьеры, отвалы, терриконы и т.п.). Оно чаще всего сводится к локальной перепланировке местности. Гораздо шире и глубже по воздействию косвенное, опосредованное влияние человека на рельеф, когда появляются новые геоморфологические процессы либо вмешивается в их естественный ход. Такие виды нагрузки на геосистемы, как распашка, вырубка и выжигание лесов, выпас ведут к оголению склонов и провоцируют эрозию, карст, дефляцию и лавинную деятельность. Наиболее сильно эти процессы проявились в среднеазиатском регионе, где на значительной площади снесена не только почва, но и подстилающий их покров лессовидных суглинков с образованием дробно-расчлененного рельефа типа бедленд.

Транспорт и промышленное строительство активизируют линейную эрозию, оползни, криогенные процессы. Создание водохранилищ служит своего рода спусковым крючком к абразии, заилению водоёмов, подтоплению и заболачиванию обширных территорий.

Глава 3. Теоретические основы представления о механизме рельефообразовании

Исторический аспект проблемы. Анализ литературы по наукам о Земле, обзор мнений в естествознании, смежным с ним дисциплинам и технике показывает, что понятие «механизм», наряду с его исключительной важностью как методологического момента в процессе познания, имеет значительный разброс как по части определения, так и по сфере его применения. В этом отношении не являются исключением и специальные геоморфологические, гео-

графические, геологические и близкие к ним издания, в которых термины «геоморфологический механизм», «механизм формирования рельефа» и им подобные используются весьма широко. Вместе с тем разъяснения содержания этих понятий и подходов к изучению подобных механизмов как природных феноменов до последнего времени не было.

Очевидно, что разработка понятийного аппарата, связанного с геоморфологическими механизмами, должна опираться на такие основополагающие для нашей науки понятия, как рельеф, поверхность, геоморфологический процесс, морфогенез и ряд других. Нельзя не заметить, что и по поводу этих понятий мнения исследователей далеки от единства. История изучения рельефа Земли имеет глубокие корни, которые уходят в античность. В определённой степени геоморфологическими можно назвать работы корифеев, стоявших у истоков геологии: Ч. Ляйеля, Э. де Бомона, Э. Зюсса и многих других. Их объяснения главных черт в облике нашей планеты, в частности происхождения гор являются первыми научными исследованиями соо1ветствующих механизмов.

Несомненно, что поворотным моментом было введение в XIX в. в научную литературу понятия о "морфологии земной поверхности", что явилось результатом накопления обширного фактологического материала. Его систематизация и классификация наряду с дальнейшими разработками представлений о происхождении отдельных форм показали, что рельеф Земли является самостоятельным объектом исследования, который не может быть познан мимоходом, в рамках ранее существовавших наук. На рубеже столетий возникла специальная наука - геоморфология, у истоков которой стояли В. Де-вис и В. Пенк.

Соотношение понятий. Прежде всего следует отметить, что понятие «рельеф Земли» неотделимо от её верхней твёрдой оболочки - земной коры и определяется как особая форма слагающих её геологических тел. У рельефа имеются собственные характеристики, в том числе такие как структурность, иерархичность. Рельефу как особой материальной системе присущи свои пространственные и временные критерии. Смена состояний и типов рельефа служит основой своеобразной геоморфологической хронологии (географические [геоморфологические] циклы в понимании В. Дэвиса, геоморфологический этап И. П. Герасимова и Ю. А. Мещерякова и др.).

Развитие рельефа обусловлено специфическим видом движения вещества земной коры, который принято называть морфогенезом. Всё многообразие связанных с ним явлений - своеобразных "действующих лиц и исполнителей" рельефообразования - можно подразделить на три группы: предмет, средства и агенты морфогенеза. Первую представляет совокупность тех объектов, с которыми происходят изменения: литосфера, слагающие её геологические тела и минеральные агрегаты.

Средства морфогенеза - это процессы формирования, преобразования и уничтожения форм рельефа во всем их многообразии (денудация, аккумуляция, планация, расчленение, горообразование и т. д.), а также условия протекания морфогенеза, включающие в себя температуру, влажность, экспозицию и т. д. В число этих условий следует отнести и сам рельеф, поскольку неровности (или их отсутствие), обладающие теми или иными количественными и качественными показателями, их конфигурация и расположение выступают в качестве фактора, нередко решающего, для протекания процессов.

Агенты морфогенеза - это источники его энергетического обеспечения. В них могут входить космические силы, внутренние силы Земли, гравитация,

движение воздушной, водной и ледовой сред, биота и человек с его техническими возможностями.

Представление о механизме в геоморфологии. Несомненно, что механизмы рельефообразования следует отнести к разряду естественных, которые определяются в справочных изданиях как "... совокупность промежуточных состояний и процессов, которые претерпевает какое-либо физическое, химическое и т. п. явление, например механизм какой-либо химической реакции, механизм излучения и т. п.". Хотя эта дефиниция отличается от соответствующей, применяемой в технике (" ... система тел, предназначенная для преобразования движения одного или нескольких тел в требуемые движения других твёрдых тел"), мы считаем, что содержание последней тоже должно быть учтено при определении искомого понятия. Поэтому под геоморфологическим механизмом мы предлагаем рассматривать совокупность процессов в литосфере и вызывающих юс явлений, взаимосвязанное действие которых обусловливает закономерные изменения в рельефе, либо поддерживает его некоторое динамически устойчивое состояние.

Естественные механизмы (в том числе и геоморфологические) формируются стихийно, и об их существовании мы узнаём через результат их функционирования (например, изменения рельефа) - в отличие от искусственных объектов, для которых сначала формируется идея (представление о механизме), и лишь затем она получает материальное воплощение. Таким образом, в нашем случае основная задача состоит в обратном: путём изучения разных аспектов рельефообразующей деятельности создать адекватные логические конструкции - представления об ответственных за эти изменения механизмах.

Первым шагом на данном пути является установление самого факта коренного изменения рельефа. Производится традиционный анализ истории развития рельефа, из которого вычленяются постепенные однонаправленные переходы одного типа рельефа в другой. При этом выделяются пары крайних состояний рельефа, которые принадлежат разным морфогенетическим категориям и различаются принципиально морфологически. Одно из таких состояний далее рассматривается как исходное, а другое конечное, которое демонстрирует кульминационную стадию развития данного процесса. Между ними должен быть выстроен гомологический ряд состояний рельефа, который мы предлагаем называть динамической схемой геоморфологического механизма.

В качестве следующего шага рассмотрения механизма предлагается выделить геологический объем, который воспринимает направленные на него извне силы и, деформируясь, увеличиваясь (аккумуляция) или уменьшаясь (денудация), изменяет свой рельеф. Основа этого этапа изучения опять же видится в традиционных для геоморфологии видах анализа (например, морфо-структурном).

Далее следует построение доказательной части представления о геоморфологическом механизме, в качестве которой должна послужить схема взаимодействия его составных частей (материальных тел, сопутствующих явлений и процессов меньшего масштаба). Её мы предлагаем называть кинематической схемой механизма. Учитываемые в ней явления и процессы могут быть как внешними по отношению к деформируемому геологическому объёму, так и внутренними, т. е. происходящими в нём самом.

Завершает логическую конструкцию представления о геоморфологическом механизме установление причин, обусловливающих его возникновение

и функционирование, то есть ведущих факторов и обстановки, благоприятствующей данному типу морфогенеза.

Развитие концепции горообразования и её применение к Центральной Азии. Ключевым моментом в исследовании рельефа «Высокой Азии» всегда было решение вопроса о механизме орогенеза. Несомненно, что подавляющее большинство юрных сооружений в данном случае относятся к категории тектонических, то есть вошикших в результате деформации твёрдого вещества земной коры. Однако, по поводу характера ведущих тектонических движений, времени их проявления и захватываемого при этом геологического объёма всегда, вплоть до настоящего момента, среди исследователей существовали многочисленные разногласия, в том числе и принципиального характера. Два главных противоборствующих направления научной мысли при этом известны как концепции фиксизма и мобилизма.

История данной проблемы тоже имеет глубокие корни. Первые исследователи (Н. Стеной, А. Вернер, Ч. Ляйель и др.), установившие медленные, «вековые» движения земной коры, оперировали главным образом вертикальной составляющей тектогенеза и орогенеза, описывая колебательные процессы. В 1829 г. Э. де Бомон выдвинул контракциоиную гипотезу. В её рамках объяснялся феномен линейности горных сооружений и предлагался конкретный механизм их формирования (вытянутые горные цепи как гигантские складки, возникшие из-за бокового сжатия верхних слоев Земли) При этом впервые в качестве ведущей компоненты тектогенеза (и горообразования) была заявлена горизонтальная его составляющая и указано, что орогенез сопровождается изменением размеров (сокращением площади) земной коры и взаимным перемещением её частей не только по вертикали, но и по латерали. Важно также, что Э. де Бомон связывал воедино процессы ropo- и структуро-образования.

Позднее со сходных тектонических позиций развивал теорию горообразования Э. Зюсс. В рамках концепции контракции развивается поначалу и учение о геосинклиналях. Его создатели (Ог, Дэна) подчёркивали, что цепи гор образуются под влиянием горизонтального давления, вызываемого сжатием. Оно же, по их мнению, и определяет высоту гор. Логическим развитием этих построений стала концепция мобилизма А. Вегенера, которая сняла противоречия между возможностью сжатия литосферы и неизменным объёмом земного шара, поскольку предполагала одновременное расширение (растяжение) земной коры в других регионах.

Практическим воплощением концепции мобилизма стала работа Э. Арга-на "Тектоника Азии", где была выдвинута идея об образовании Евразийского горного пояса в результате столкновения континентальных пли! - Индо-Африки и "Старой Евразии". Выделив глубинные складки основания и располагающиеся над ними складки покрова, он также заложил представление о тектонической рассюенности литосферы.

Начиная с 20-х годов 20 века, на первый план выходит критическое отношение к мобилизму, в рамках которого формируется концепция фиксизма, постулирующая примат вертикальных движений земной коры и неизменность пространственного положения её структур. Фактически её поддержали основоположники молодой науки геоморфологии В. Дэвис и В. Пенк, которые при разработке своих концепций эволюции рельефа Земли, как правило, не рассматривали глубоко эндогенные механизмы горообразования, и в их построениях фигурировала лишь вертикальная составляющая тектонических движений. Представление о цикличности развития рельефа вошло неотъемлемой частью в историческую и структурную геологию. Значение процессов, свя-

занных с латеральным сжатием (складчатость, надвиго- и покровообразова-ние, другие движения с преобладанием горизонтального смещения) стало ограничиваться этапом формирования геологической структуры, который должен был предшествовать этапу собственно рельефообразования. Для последнего стал постулироваться обязательный примат вертикальных движений.

Логичным следствием отрицания горизонтальных движений на последних 1 этапах геологической истории стала идея об уникальности этапа формирова-

ния современного рельефа, вылившаяся позже, в 30-60-е годы XX в. в представления о неотектоническом и геоморфологическом этапах. Таким обра' зом, структурообразование и рельефообразование были разделены не только по времени, но и по кинематике процессов.

Начиная с конца 60-х годов, разрабатывается концепция неомобилизма и основанная на нём тектоника плит, в рамках которой П. Молнар и II. Таппонье воскрешают идею Э. Аргана о деформации Азии в результате столкновения Евразии и Гондваны. Их работы вызывают серию публикаций, в которых внутриплитная коллизия рассматривается как главная причина возникновения гор в центральных частях материка. Ведущие геологи, и в их числе П. Н. Кропоткин и В.Е. Хаин отмечают почти повсеместное сжатие континентальной литосферы. Обобщение данных об активных разломах Азии, проведённое В. Г. Трифоновым, подтверждает такое заключение. Оно основано на том, что, независимо от простираний большинство разрывов имеет надвиговую или взбросовую компоненту перемещений. О том же свидетельствуют прямые геодезические измерения, устанавливающие сближение структурных единиц и измерение напряжений в горных выработках.

В последние десятилетия параллельно с плейттектоническими построениями разрабатываются иные, в целом альтернативные им концепции горообразования. Применительно к Центральной Азии наибольшее значение имеет модель мантийного диапиризма, которая основывается на фактах повышенного теплового потока и существования выступов кровли астеносферы под некоторыми горными сооружениями в регионе (К. В. Боголепов, А.Ф. Грачев и др.). Применительно к горообразованию они следуют концепции фиксизма и полагают, что на неотектоническом этапе горизонтальных движений не было. Соответственно, горные сооружения должны возникать тогда, когда складчатость и надвиги заканчиваются.

В то же самое время (70-90 годы XX века) независимо от концепции тектоники плит рядом исследователей (Г.Н. Пшенин, Н.С. Благоволин и др.) разрабатываются представления, противоречащие идее тектонического покоя и глобальной пенепленизации суши в мезозой-кайнозое. Они приводят к идее перманентности, фактической непрерывности развития рельефа орогенов в течение всего времени их существования, которое может охватывать одну или несколько эр.

Другие исследователи устанавливают черты сходства и унаследованности современной орографии и новейших движений земной коры от древних этапов в пределах Центрально-азиатского горного пояса практически повсеместно - от Южной Сибири до Памира. Л01 ическим следствием этого наблюдения стало понятие «возрожденные горы», которое для областей с древним (преимущественно палеозойским) складчатым основанием как бы устанавли-1 вало компромисс между унаследованностью и представлением о неотектони-

ческом этапе.

Имели место и другие попытки «примирить» позиции мобилизма и фиксизма, однако, они приводили к серьёзным внутренним противоречиям в эклектических построениях или несоответствию их схем реалиям геолого-

геоморфологического строения рассматриваемых регионов. Особенно выпукло это проявилось на примере исследования горообразования в зоне сочленения Памира и Тянь-Шаня, одной из наиболее изученных областей Средней Азии. Оно вылилось в своеобразную дилемму, основные положения которой изложены в таблице 1.

Таким образом, история вопроса чётко ориентирует на два главных варианта решения проблемы горообразования. Они же нашли отражение и в существующих классификациях орогенов. Это: 1) орогены, развивающиеся в условиях горизонтального сжатия земной коры, и 2) орогены, развивающиеся в условиях крупных сводовых поднятий и растяжения земной коры над линзами разуплотненной мантии. Ценгрально-азиатский пояс в основном рассматривается как внутриконтинентальный вариант орогенов первого типа, за исключением гор Прибайкалья, которые чаще относят ко второму типу. В эгом разделении видится ещё один род компромиссов, причём граница «сфер влияния» разных механизмов горообразования колеблется в зависимости от мнения исследователей в широком диапазоне - от южного подножия Хамар-Дабана на севере до 35° с.ш. на юге.

Таблица 1. Основная дилемма при определении механизма горообразования

Положение Точка зрения

фиксизма мобилизма

Основная предпосылка Примат вертикальных движений фундамента Прима г горизонтальных движений осадочного чехла

Характер тектонических движений в течение мезозой-кайнозойского этапа Блоковые, разнонаправленные, прерывистые Складчатые и надвиговые, однонаправленные, непрерывные

размеры и плановая композиция структурно-тектонических подразделений литосферы Постоянство местонахождения и занимаемой площади во времени Значительные относительные перемещения и изменения (сокращение) размеров

Роль фундамента в формировании структур и рельефа чехла Активная Пассивная

Связь тектоники чехла и фундамента Жёсткая зависимость характера, скорости и направления движений структур чехла от поведения фундамента Относительная автономия (характер, скорость и направление движений структур чехла контролируются внутренней логикой его развития)

Основная тенденция развития на новейшем (№ ¿-О) этапе Коренная перестройка тектогенеза, возможно неоднократная Однонаправленность, уна-следованность развития от предшествующих этапов

Генезис орогена, преимущественно, на зрелых стадиях развития Блоково-глыбовый Складчатый

Формирование поверхностей выравнивания Весьма вероятно Проблематично

Впрочем, существуют точки зрения, отдающие регион целиком «во власть» той или иной вышеизложенной причине деформации земной коры.

Эта позиция в любом случае представляется нам более последовательной. Однозначность выбора даёт инструмент познания механизма горообразования.

Прежде всего надо обратить внимание на главную тектоническую альтернативу: либо преобладание горизонтальной расслоенное™, либо вертикальная раздробленность литосферы. Положение горизонтальных делителей возможно на разных структурно-тектонических уровнях. Для всего Центрально-азиатского пояса намечается срыв по разделу Мохо, т. е. горизонтальное движение земной коры по мантии, а также литосферы в целом по астено-сферному слою. В структурах домезозойской консолидации выделяются слои скольжения внутри земной коры, разделяющие тектонические пакеты сутур В случае с мезозой-кайнозойским осадочным чехлом возможны срывы как по его подошве, так и внутриформационные.

Важным следствием этого выбора будет отношение к постоянству (или непостоянству) размеров и плановой композиции структурных подразделений литосферы, а в конечном счёте и географического пространства, занимаемого Центрально-азиатским горным поясом. При перемещении по вертикали таких изменений быть не должно (фиксированный текто- и орогенез), при горизонтальных они обязательны.

Аналогично отношение к характеру ведущих тектонических движений. Если мы полагаем основной вертикальную составляющую, то на всех этапах развития должны превалировать глыбовые морфоструктуры, преимущественно изометричной формы и с резкими, остроугольными очертаниями. При сжатии в результате латерального стресса приоритет обозначается по-разному на разных этапах развития и в зависимости от механических свойств горных пород. Если деформируемый объём слагается пластичными толщами, то складки превалируют изначально. Если этог объём представляет собой жёсткий массив, то на первых этапах он реагирует на стресс образованием расколов, но морфоструктуры имеют линейно-вытянутый характер, плавно изгибаются и сопрягаются друг с другом по типу кулис либо вееров. При продолжительном развитии в условиях сжатия к дизъюнктивам добавляется складчатая составляющая, которая на зрелых стадиях приобретает доминирующее значение, т. е. распространяется на весь объём деформируемых структур. Таким образом, при сжатии имеет место конвергенция, при которой в конечном итоге на первое место в орогенезе выходит пликативная составляющая.

Из вышеизложенного вытекает возможность или невозможность унасле-дованности движений текто- и орогенеза в течение длительного периода. При господстве вертикальной составляющей может наблюдаться прерывистость движений блоков по сетке разломов, резкие их замедления и ускорения, а 1акже смена знака, что связано с глубинными источниками энергии, находящимися непосредственно под орогенными морфоструктурами. В случае с горизонтальной доминантой приложенный со стороны импульс может работать только на сжатие и не в состоянии вызвать смену знака движений, т. е. растяжение. Если же имеет место неравномерность орогенеза в пространстве или во времени, то она проистекает из структурно-литологической неоднородности сминаемой пластины и последовательности (внутренней логики) её развития. В этом видится непосредственное выражение нелинейной геодинамики.

Глава 4. Геоморфологические механизмы, функционирующее в Центрально-азиатском горном поясе

Высший (геотектурный) уровень морфогенеза.

Механиш формирования Центрально-азиатского орогена. Ответственен за формирование горного пояса в целом. Длительное 1Ь его действия оценивается в 700-800 млн. лет. Начало функционирования относится к позднему протерозою, когда между древними материковыми выступами литосферы с континентальной корой существовал Палеоазиатский океан.

В качестве исходного рельефа для динамической схемы механизма предлагается глубоководное ложе океана с осложняющими его выступами микроконтинентов и срединно-океанических хребтов, подобно тому, что в настоящее время наблюдается в Индийском океане на траверсе Индостан -Мадагаскар. Дальнейшее развитие на первых стадиях шло путём последовательных столкновений микроконтинентов с Сибирским (Ангарским) континентом и вызванного ими горообразования. Охватываемый этими процессами интервал - венд-пермь, современный аналог - примыкающие к воеючной окраине Азии островодужные системы, в первую очередь в районе Малайского архипелага.

Последовавшая коллизия привела к формированию молодой континентальной коры с среднеконтрастным рельефом, в котором горные массивы сочетались с обширными равнинными пространствами, отчасти занятыми мелководьями и озёрными бассейнами. Прямая аналогия в современном рельефе не устанавливается, косвенная имеет место на востоке Азии и прилегающих к ним шельфовых морях, а также в каэахстанско-прикаспийском регионе.

Новейшая активизация орогенеза начиналась в разных частях пояса неодновременно - от раннего мезозоя до плиоцена. Соответственно, область развития центрально-азиатских палеозоид в настоящее время оказалась втянутой в него в разной степени. Рассматриваемый в данной работе горный пояс являет собой зрелые стадии развития орогенного рельефа. В качестве кульминационной стадии выступает Тибетское нагорье.

Кинематическая схема горообразования на геотектурном уровне имеет в своей основе сближение древних континентальных выоунов литосферы, прежде всего Индостана и Сибирского кратона. Оно вызывае1 в промежуточном между ними пространстве процессы субдукции, торошения, коллизии, скучивания, расслоения земной коры и ряд других, с ними связанных, совокупность которых ведёт к 1) последовательному наращиванию мощности коры, 2) неравномерному её подъёму и 3) смещению её верхних горизонтов на запад и их нафомождению на границе с . Первое обстоятельство обусловливает общий рост абсолютных отметок, второе - высотные контрасты, выражающиеся в чередовании хребтов и впадин.

Представляется, что при этом в качестве объекта действия механизма задействован весь надастеносферный объём мантии и земная кора. В качестве основной причины и источника энергии горообразования выступает внутримантийная конвекция, которая, по В.Е. Хаину, охватывает по крайней мере её средние, а, возможно, и нижние слои. Ведущим фактором при этом является сближение крупных континентальных масс земной коры, а обстановка, в которой функционирует данный механизм, определяется сжатием находящегося между ними фрагмента литосферы.

Региональный уровень морфогенеза.

Механизм глыбово-складчатого орогенеза. Отвечает за формирование отдельных горных сооружений преимущественно в южном (среднеазиатском) секторе горного пояса. В качестве исходного рельефа для динамической схемы механизма выступает пенепленизированная равнина Турана и Казахского мелкосопочника.

Как первую стадию горообразования можно рассматривать островные и полуизолированные низкогорья, проникающие в равнинно-платформенную область вдоль главных сдвигов северо-западного простирания.

На второй стадии следует превращение этих хребтов в горную систему из параллельных хребтов субмеридионального и северо-западного простирания, «оперяющие» заложившуюся ранее вдоль сдвига орографическую ось. Характерна для Западного Тянь-Шаня.

На третьей стадии идёт формирование крупных нагорий наподобие Центрального Тянь-Шаня с высотами до 5 км. Характерны внутригорные впадины миндалевидных очертаний и обрамляющие их дугообразные хребты.

На четвертой стадии малые внутренние впадины исчезают в результате инверсии. Формируется система параллельных хребтов, но уже более высоких, чем на второй стадии. Они разделяемых узкими ущельеподобными долинами, что можно видеть на примере Гиссаро-Алая и Восточного Тянь-Шаня.

На пятой стадии горообразование распространяется на крупные межгорные депрессии, которые консолидируются с ранее созданными орогенами и формируют вместе с ними единый массив", как это видно на примере Памиро-Алая. Наряду с ростом абсолютных и относительных отметок (до 7,5 км и до 3 км и соответственно) в орографии появляются поперечные, секущие структуру вкрест простирания субмеридиональные хребты (Академии Наук, Зулу-март и Кох-и-Лал на Памире, Меридиональный на Тянь-Шане).

В качестве примера перехода к шестой стадии развития внутриконтинен-тального орогенеза можно рассматривать рельеф Восточного Памира. На уровне мезоморфологии надо отметить повторное развитие широких внутри-горных понижений на высотах 4,5-5,5 км и более. Их возникновение связано с отрывом верхних звеньев долинной сети краевыми поднятиями, обособлением бессточной области и последующим заполнением её рыхлым материалом. Дальнейшее развитие рельефа на этой стадии демонстрирует находящийся за пределами Центрально-Азиатского горного пояса Тибет и его окружение в виде высочайших юрных цепей. Эту геотектуру можно рассматривать как результат слияния нескольких нагорий, спаянных инверсией некогда разделявших их впадин.

Геологический объём, захватываемый механизмом глыбово-складчатого орогенеза, не выходит за рамки земной коры, а в некоторых случаях может ограничиваться лишь верхними её слоями. Он определяется горизонтальной расслоенностью литосферы, которая фиксируется по глубине очагов землетрясений в интервале первых десятков километров.

Кинематическая схема механизма складывается в основном из движений глыбовых морфоструктур. Они осуществляются по разрывам взбросо-вого, надвигового и сдвигового характера, которые превалируют на начальных стадиях развития, и складчатых деформаций, которые приобретают большое значение на заключительных стадиях. Эти процессы в совокупности приводят к общему укорочения земной коры вкрест главных тензоров латеральных напряжений, вызывают перераспределение вещества по горизонтали

по типу выжимания в геодинамические убежища, вращение морфоструктур по вертикальным и горизонтальным осям.

На первых стадиях развития орогенов суммарный эффект эндогенной составляющей морфогенеза способствует формированию глыбовых морфоструктур с тенденцией к увеличению высотных контрастов за счёт образования хребтов и разделяющих их впадин. Далее происходит слияние разрозненных поднятий за счёт инверсии разделяющих их понижений. При этом «захлопыванию» сначала подвергаются малые котловины, в последнюю очередь -крупные депрессии. На последних стадиях увеличение высотных контрастов переходит на уровень мезоморфологии, за который отвечает механизм расчленения, рассматриваемый ниже.

В качестве основной причины и источника энергии горообразования в среднеазиатско-казахстанском peí ионе выступает давление Индостан-скою кратона на верхние слои литосферы области развития палеозоид Центральной Азии, которое осуществляется непосредственно с юга и опосредованно, через выжимание масс с востока на запад. Ведущим фактором при этом является горизонтальная расслоенность земной коры, а обстановка, в которой функционирует данный механизм, определяется укорочением и раздавливанием соответствующего объёма горных пород.

Механизм сводово-глыбового (сибиретипного) горообразования. Отвечает за формирование горных сооружений преимущественно в северном (сибирском) секторе горного пояса. В качестве исходного рельефа для динамической схемы данного механизма выступают различные типы равнин - денудационные Казахского мелкосопочника, структурные и аккумулятивные южной окраины Сибирской платформы. Первая стадия предусматривает пологое сводовое коробление первичной равнины с образованием наклонных плато, низких плоскогорий и кряжей. В качестве примера куполообразного поднятия, созданного при деформации древнего пенеплена (первая стадия), выступает массив Бирликтау. Иные варианты (плато и кряжи) в большом разнообразии представлены в периорогенной зоне Южной Сибири.

Вторая стадия подразумевает раскол сводовых поднятий с формированием низких и средневысотных глыбовых хребтов, массивов с характерными уплощёнными и куполообразными вершинами, а лакже разделяющих их впадин. Представляется, что этому соответствует большинство морфоструктур в горах Алтая, Саян и восточного Забайкалья, но в каждой из этих горных стран со своей спецификой развития и морфологии.

На третьей стадии идёт формирование альпинотипного рельефа высокогорий, которое в зрелом виде имеет место на Алтае, отчасти в Восточном Саяне и Забайкалье. Эту стадию не представляется возможным считать последней. Поскольку более зрелых стадий в peí ионе не обнаружено, дальнейшее рассмотрение динамической схемы не производится.

В кинематике механизма вначале доминирует пологое сводовое коробление земной коры, сопровождающееся нагнетанием под неё вещества мантии, что приводит к формированию валообразных, реже изометричных поднятий, между которыми фрагменты первичной равнины выступают в качестве котловин и неглубоких впадин. По мере развития процесса активно проявляется глыбовая тектоника взбросо-сдвигового характера на флангах горных сооружений и взбросо-надвигового - в их фронтальных частях. Определённое осложнение вносит автономный подъём интрузивных тел, формирующий изолированные изометричные массивы.

В качестве основной причины и источника энергии сибиретипного горообразования можно предположить давление Сибирского кратона на ли-

тосферу области развития палеозоид Центральной Азии с севера. Ведущим фактором при этом можно назвать повышенную жесткость орогенных мор-фоструктур, обусловливающих сначала сводовое коробление земной коры, а затем ей раскол на крупные блоки. Обстановка определяется «растеканием» вещества в стороны от Иркутского «клина» кратона и нагнетанием масс по его периферии.

Механизм складчатого горообразования. Действует на региональном уровне морфогенеза и охватывает межгорные депрессии с осадочным чехом. Наиболее полно проявлен в зоне сочленения Памира и Тянь-Шаня, на примере которой рассмотрен в данной работе. Динамическая схема предваряется аккумулятивной равниной, которая выступает в качестве исходного рельефа. Промежуточные стадии развития представляют собой последовательность сменяющих друг друга во времени адыроподобных гряд, складчатых низкогорий и среднегорий, которые имеют место в южном Таджикистане. Высшая стадия орогенеза характеризуется альпинотипным высокогорьем с абсолютными отметками от 4000 до 6600 м, представленным в гребневых зонах хребтов Петра Первого и Заалайского.

Кинематическая схема определяется срывом осадочного чехла по «скользкому горизонту» (в случае с зоной сочленения - по солевому комплексу его складчатым смятием и скучиванием пластины, движущейся в горизонтальном направлении. В начале идёт дифференцированный подъём смятой толщи и формирование линейно вытянутых хребюв с прямой складчатой морфоструктурой. На заключительных стадиях происходит инверсия морфоструктуры и появление синклинальных хребтов и антиклинальных долин.

В данном механизме в качестве геологического объёма задействован сорванный осадочный чехол депрессий. Источником энергии является давление со стороны структур домезозойской консолидации Северною Памира. Ведущим фактором служит наличие в осадочном комплексе соле-носного горизонта, по которому осуществляется срыв чехла, а обстановка определяется автономным подъёмом верхних частей сминаемого комплекса, который происходит независимо от поведения фундамента.

Механизм формирования впадин Байкальского типа. Также имеет региональное значение и охватывает зону, вытянутую с юго-запада на северо-восток от Восточного Саяна до северной периферии Забайкалья. Исходный рельеф, предваряющий построение динамической схемы, может быть различным. Это и расчленение низко- и среднегорного облика, сформированное при сибиретипном орогенезе, и пенепленизированная равнина. Промежуточные стадии демонстрируют прибортовые части Байкальской впадины и днища Забайкальских впадин. Это аккумулятивные равнины с остаточными возвышенностями и побережье ингрессионного типа. Крайнее выражение процесса можно наблюдать в глубоководных частях Байкала, либо в местах развития мощных осадочных толщ (дельта Селенги).

Кинематика механизма, формирующего такого рода впадины, не имеет однозначного решения. Широко распространено мнение, что в районе Байкала и сопровождающих его впадин имеет место растяжение земной коры с формированием морфоструктур рифтового и горстового типа, для чего должны превалировать разрывы сбросового характера. Последнее наблюдается далеко не повсеместно. По многим разрывам установлены перемещения сдвигового типа, сопровождающиеся взбросовой составляющей.

Соответственно неоднозначно решается вопрос об источниках энергии и ведущих факторах. Обычно рассматриваются два главных вариан-

та: либо это местное поднятие разуплотнённого вещества мантии, либо давление Индостанского субконтинента. Следует признать справедливым замечание об удаленности Индостана и малой вероятности его решающего влияния. Более уместным в данном случае предположение о контроле Байкальского тектогенеза со стороны близлежащей Сибирской платформы и, в особенности, её Иркутского выступа. В любом случае считается, что механизм раскола и погружения, наряду с земной корой, охватывает и подкоровые слои литосферы, которые представляют объект действия данного механизма.

Механизм расчленения растущего орогена. Ответственен за формирование высотных контрастов в горных сооружениях, которые формируются в условиях сжатия. Наиболее показательны в этом отношении горы южного Таджикистана, образованные в результате действия механизма складчатого горообразования, рассмотренного ранее. Они же послужат базовым регионом для изучения это! о механизма.

Исходный рельеф - пластовая равнина, недавно вышедшая из сферы аккумуляции. Динамическую схему начинает стадия инициальных промоин, которую можно видеть у адырных гряд и предгорий. Расширяясь и углубляясь, расчленение доходит до состояния неглубокого и дробного типа бедлен-да, чго можно видеть у среднеазиатских н из ко гор и й, сложенных рыхлыми осадками. В последующем, по мере формирования среднегорий в крупных, в том числе транзитных долинах эпигенетического и антецедентного характера происходит ускоренное врезание русел - с запаздыванием развития верхних звеньев эрозионной сети, которые продолжают функционировать в прежнем режиме. Затем наступает стадия расчленения высокогорного облика с вертикальной амплитудой до 1 км и более, на которой новая волна эрозии достигает гребневой зоны, приобретающей острозубчатый вид. При этом преобладают высокие прямые крутые склоны, но с тенденцией вогнутости в нижней части по причине усиленной аккумуляции.

Намечающееся расширение днищ при дальнейшем подъёме имеет логическое продолжение в виде троговых долин в районах развития современного и плейстоценового оледенения. Склоны имеют тенденцию к увеличению крутизны и относительных превышений без принципиальных изменений в морфологии. Формирующее таким образом альпинотипное высокогорье является завершающей стадией развития расчленения.

В кинематической схеме активно взаимодействуют эндогенная и экзогенная составляющие, но по разному на разных этапах развития. На первых стадиях главное значение имеет эрозия. Затем в результате продолжающегося сжатия близповерхностных горных масс подключается ускоренный рост гребней хребтов и выжимание синклиналей, в свою очередь обусловливаемые послойным взбрасыванием, разворотом пластов и сближением орографических элементов. На завершающих стадиях такого рода эндогенная составляющая расчленения выходит на первое место, а экзо!енные (гравитационные, лавинные, селевые процессы и связанная с ними аккумуляция в долинах) ей уже противодействуют. Лишь появление такого мощного агента денудации как долинные ледники позволяет своевременно освобождать врезы от их заполнения обломочным материалом и поддерживать максимально резкий характер расчленения, типичный для его кульминационной стадии.

В качестве объекта действия механизма расчленения можно выделить надбазисный объём горных пород, который одновременно деформируется в процессе сжатия и разрушается агентами денудации. Соответственно, существует несколько источников его энергетического обеспечения - внешние и внутренние. Среди ведущих факторов можно выделить абсо-

лютную высоту и большое количество атмосферных осадков. Данный механизм функционирует в обстановке регионального сжатия.

Локальный уровень морфогенеза.

Исследования показали, что в рассматриваемом регионе эндогенная сос1авляюшая в развитии рельефа идёт не только по пути горообразования и сопровождающего его расчленения. В ряде зон с повышенной тектонической подвижностью наблюдаются прямо противоположные явления. 1) разрушение высокогорного рельефа в процесс снижения гребней хребтов и 2) особы род планации рельефа, которая реализуется путём нивелировки высотных контрастов в разрушающейся части орогена. Как правило, эти явления связаны с надвиганием аллохтона либо мощным взбрасыванием пакета тектонических чешуй. Максимальное развитие эти процессы получили в зоне сочленения Памира и Тянь-Шаня, которая послужила эталонным объектом для выявления и изучения двух соответствующих геоморфологических механизмов.

Тектоно-гравитационное разрушение орогена по фронту надвигания. Имеет место в зоне контакта складчатых структур мезозой-кайнозоя Таджикской депрессии и продольного понижения, обозначенного долинами Кызыл-су-Сурхоб-Вахш, шириной до 20 км. Для соответствующей динамической схемы в качестве исходного рельефа выступает альпинотипное высокогорье, созданное механизмом складчатого орогенеза, рассмотренным ранее. Стадии разрушения запечатлены в виде ступеней на северных макросклонах хребтов Вахшского, Заалайского и особенно Петра Первого. При этом наблюдается выполаживание микрорельефа и формирование характерной оползневой ме-зоморфологии при переходе от высоких ступеней к низким. Кульминационной стадией процесса являются платообразные междуречья в сочетании с каньо-нообразными врезами.

Кинематика механизма сочетает трансформацию изоклинальных складок гребневой зоны в надвиговые чешуи, опрокидывание их на север, в соответствии с вектором общего продвижения аллохтона, и формирование сбросов онолзнеобразного характера под действием гравитации. В качестве частных моментов выступают растяжение покрова с образованием грабенообразных понижений, выжимание соленосных толщ в виде глетчероподобных масс, вращение отдельных блоков по осям различной ориентировки и ряд иных явлений.

Перечисленными выше движениями охвачены все чешуи в надвиговом пакете, который покрывает фундамент к северу от гребневой зоны хребтов; они же в совокупности являются геологическим объёмом, подверженным действию данного механизма. Энергетически его обеспечивают одновременно: тектоническое давление, направленное с юга, со стороны складчатых структур сорванного чехла, ещё находящихся в условиях сжатия; и потенциальная энергия высокоподнятых масс, реализующаяся гравитационным обрушением. Ведущим фактором выступает крупная неоднородность фундамента - т.н глубинная Петровская ступень, над которой происходит трансформация складок сорванного чехла в чешуи. Разрушение орогена идёт в обстановке локального растяжения, которое охватывает данную часть аллохтона.

Тектонически предопределённое выравнивание в вершинном поясе. Сопровождает действие предыдущего механизма и отвечает за изменение мезо-и микроморфологии в разрушаемой части орогена. В динамической схеме исходным рельефом является резко расчлененное высокогорье альпинотипно-го либо эрозионного облика, который характерен для южного макросклона

укачанных выше хребтов. На начальных стадиях происходит отчленение верхних звеньев долинной сети и появление замкнутых понижений параллельно с формированием широкого междуречья. Далее эти понижения заполняются. а разделяющие их гребни снижаются и сглаживаются. Зрелые стадии знаменует становление холмисто-западинного рельефа, который характерен для платообразных вершин нижних ступеней на северном макросклоне.

Кинематика данного механизма определяется, прежде всего, тектоно- 1

гравитационным раскалыванием и дроблением верхней надвиговой чешуи по ходу её опережающего движения в северном направлении. Это сопровождается местным перераспределением обломочного материала водными потоками и по типу криопланации, а также движением оползневых масс.

- -В данном случае также имеет место сочетание тектонического импульса, приложенного в горизонтальном направлении, с потенциальной энергией. К ним добавляется кинетическая энергия водных потоков. Задействованный в данном механизме геологический объем, как правило, ограничивается верхней пластиной покрова. Растяжение масс выступает в качестве ведущего фактора, а обстановка определяется отрывом от региональной эрозионной сети.

Механизм автономного подъёма интрузивных тел. Ответственен за формирование изолированных массивов, сложенных в основном гранитоида-ми. Явление широко распространено в горах Южной Сибири. Изучено на примере Южно-Муйского хребта и прилегающих к нему впадин. Облик исходного рельефа может варьировать, но чаще он представляет собой слабо-расчленённое низкогорье либо среднегорье с малыми перепадами высот вершин. Первую стадию динамической схемы означает ускоренный рост одной из них. На промежуточных стадиях эта вершина приобретает куполообразные очертания, а вокруг неё постепенно формируются пологие выпукло-во1нутые склоны. На заключительных стадиях поднятие обычно попадает в морфоклиматические условия, благоприятные для существования ледников. По этой причине массив расчленяется с образованием нескольких пиков-карлингов.

Кинематика определяется автономным подъемом интрузивного тела в верхних частях земной коры. Оно сопровождается интенсивным разрушением по типу расседания и гравитационным перераспределением образуемых блоков, с участием криогенных процессов по типу курумообразования.

Интрузивный массив представляет собой охватываемый механизмом геологический объём. По поводу энергетического обеспечения единое решение пока предложить трудно. Возможно «всплывание» более лёгкого интрузивного вещества, либо его выдавливание в условиях регионального стресса. Аналогична дилемма с выбором ведущих факторов и обстановки.

Мрханшмы формирования основных типов морфос кульптуры.

Образуют следующий по убыванию уровень в иерархии морфогенеза. Эти механизмы чрезвычайно разнообразны по масштабу, характеру проявления, длительности действия и глубине преобразования рельефа. Их классификацию целесообразно проводить по генетическому признаку рельефообразова-ния, выделяя в некоторых случаях денудационную и аккумулятивную его составляющие.

Большинство экзогенных процессов, характерных для Центрально-азиатского горного пояса, изучено весьма хорошо. Построение схем их механизмов может опираться на фундаментальные разработки, имеющиеся по со-

ответствующим направлениям геоморфологии. Из них следует, что движущей силой экзогенного морфогенеза является либо кинетическая энергия движущейся среды (водной, воздушной, ледовой, снего-воздушной), либо потенциальная энергия масс на склонах.

Кинематика рельефообразования для каждого из процессов имеет свои индивидуальные черты. Система взаимосвязанных действий внешних и внутренних факторов, их последовательность были установлены ещё на и ре развития геоморфологической науки. Позднее они были детально изучены и изложены в классических работах Н.И. Маккавеева, Ь.А. Федоровича, В.П. Зенковича, Г.К. Тушинского и других исследователей.

Сложнее обстоит дело с динамическими схемами применительно к экзогенному рельефообразованию. Из-за разнообразия исходных типов рельефа по существу следовало бы выделять целые ряды механизмов по каждому процессу. Так. эрозия может осваивать самые различные комплексы реликтовой морфсскульптуры - от аккумулятивных равнин до резкого крутосклонного расчленения, формируемого экзарацией. Свою лепту в усложнение карш-ны вносит петрографическая и структурная неоднородность горных пород. Фактически это разнообразие освещено в многочисленных публикациях регионального и теоретического характера. В той или иной степени они освещают аспекты функционирования геоморфологических механизмов и конструируют генетические ряды последовательных трансформаций одного типа морфоскульптуры в другой.

Не имея возможности изложить всё многообразие такого рода механизмов, приведём характерные для них факторы и обстановки (таблица 2).

Остановимся на rex механизмах экзогенного рельефообразования, которые, на наш взгляд, специфичны для Центрально-азиатского горного пояса и характеризуют его геодинамические обстановки.

Формирование и разрушение завалыю-подпрудных геосистем. Особое место в преобразовании горного рельефа занимают обрушения и оползания масс горных пород, которые перегораживают долины и в дальнейшем вызывают ряд иных процессов, совокупность которых также можно рассматривать как своеобразный механизм. Хотя они распространены весьма широко, максимальные размеры и катастрофический xapaKiep приобретают в условиях резкого расчленения Эш явления обычно затрагивают глубокие крутосклонные долины, которые имеют V-образный поперечный профиль (исходный рельеф для динамической схемы). Первая стадия означает появление завальной плотины и замкнутого понижения выше неё по долине. Вторая стадия закапчивается при заполнении этого понижения осадками. Третьч стадия связана с прорывом плотины и формированием нового вреза. На заключительной стадии происходит разрушение завальной массы. Это означает возврат к первоначальной форме эрозионного вреза

Кинематика дачного механизма претерпевает на разных стадиях принципиальные изменения Грачи гационное обрушение быстро сменяется аккумуляцией флювиально озёрного типа. Та в свою очередь сначала глубин ной, затем и боковой эрозией с участием склоновых процессов.

Энергетическое обеспечение также различно. В одном случае на первое место выходит потенциальная энергия склоновых масс, в другом - кинетическая энергия водного потока. Ведущим фактором выступает гравитационная неустойчивость склонов, в качестве обстановки можно выделить {лубокое расчленение.

механизм ведущий фактор обстановка

экзарации положение выше снеговой линии интенсивного расчленения

ледниковой аккумуляции абляции наличие в леднике обломочного материала

глубинной эрозии наличие водотока дефицита наносов

выравнивания береговой линии волнение стабильного положения уровня водоёма

курумообразовапия наличие многолетней мерзлоты резко континентальный климат

термокарстовой перс-работки рельефа наличие многолетней мерзлол ы деградации многолетней мерзлоты

плоскостного сноса неравномерное выпадение атмосферных осадков изреженность (отсутствие) растительного покрова

флювиадьной аккумуляции снижение энергии водного потока избыток влекомых наносов

пролювиальной аккумуляции импульсное поступление водных масс в русло обилие обломочного материала в бассейне

оползнеобраювания гравитационная неустойчивость масс на склонах наличие «скользкого» горизонта

лавинной переработки склонов выпадение атмосферных осадков в твёрдом виде склоны крутизной более 14"

карстовый просачивание атмосферных осадков и циркуляция подземных вод наличие карстующихся пород

обвально-осыпной гравитационная неустойчивость масс на склонах грещиноватость горных пород

Таблица 2. Ведущие факторы и обстановки экзогенного рельефообразования

Формирование эрозионных цирков. Характеризует специфику расчленения склонов и междуречий, сложенных рыхлыми (Мг-Кт) толщами, либо имеющими мощный покров лессовидных образований. Обычно наблюдается в зонах сочленения крупных морфоструктур и изучено на примере северного склона хребта Петра Первого. В качестве исходного рельефа для динамической схемы выступают полувыровненные междуречья и пологие склоны, созданные описанным выше механизмом тектонически обусловленного выравнивания. На первой стадии появляются эрозионные борозды, вторую знаменуют овраги средних размеров.

На третьей стадии в средней части вреза формируется т.н. эрозионный цирк - каплевидная в плане отрицательная форма рельефа со сгупенчато-вогнутыми склонами. Впоследствии она расширяется и распространяется вплоть до верховьев. Заключительная стадия - водосборная воронка средних размеров, которая продолжает далее развиваться уже в рамках функционирования описанного ранее механизма расчленения растущего орогена, но при этом теряет характерную циркообразную форму.

Кинематика механизма формирования эрозионных цирков сочетает глубинную эрозию со склоновыми процессами, причём последние наиболее активны на зрелых стадиях, когда на первый план выходит оползнеобразова-

ние. На этих же стадиях отмечается автономность развития эрозионного цирка, которая выражена резким импульсом подвижек и мошной селевой деятельностью.

Механизм функционирует в обстановке гравитационной неустойчивости пластичных масс горных пород. Ведущим фактором в данном случае оказывается нерациональная хозяйственная деятельное 1ь человека, которая провоцирует линейную эрозию.

Заключение

Применение методики описания геоморфологических механизмов для региона Центральной Азии позволяет сделать следующие выводы:

Динамические схемы механизмов хорошо описываются 4-6 стадиями развития, не считая исходной. В большинстве случаев современные аналоги стадий были обнаружены в регионе либо в его непосредственном окружении.

Выделяются три типа кинематики механизмов: 1) активная -изменение рельефа обусловливается деформациями внутри геологического объёма. 2) пассивная -изменение рельефа обусловливается перемещением вещества во внешних средах. 3) смешанного типа -роль внутренней и внешней составляющей морфогенеза примерно равна или один тип сменяет другой по ходу развития.

Геологический объём, задействованный в механизме рельефообразования, имеет разные критерии определения. Есть варианты, когда нижнее ограничение объёма не испытывает существенных изменений во времени и определяется каким-либо делителем в литосфере. В других случаях нижняя граница мигрирует вверх или вниз в зависимости от специфики функционирования механизма.

Выясняется, что разнонаправленность рельефообразующей роли эндогенных и экзогенных факторов не всегда соблюдается. Так, на примере механизмов расчленения и тектоно-гравитационного разрушения орогена по фронту надвигания можно видеть, что имеет место своего рода «сотрудничество», однонаправленность действия внешних и внутренних сил в рамках единого акта морфогенеза. Соответственно, правомочно выделять рельеф смешанного, эндогенно-экзогенного происхождения.

Напротив, имеются факты далеко не всегда согласованного между собой действия эндогенных факторов морфогенеза. Так, при разрушении орогена по фронту надвигания одна тектоногенная составляющая морфогенеза входит в противоречие с другой. То же самое можно отметить и в отношении экзогенной составляющей рельефообразования, например, в рамках механизмов расчленения и формирования эрозионных цирков.

Можно говорить о взаимопроникновении и взаимовлиянии эндогенных и экзогенных п ро цесс о в, а не только о зависимости вторых от первых. Расчлененный горный рельеф в определённой мере контролирует тектонические процессы и ход самою горообразования, особенно если оно реализуется в тонком чехле сорванного покрова.

Соответствие пространственных и временных параметров Размеры объектов, рельеф которых подвергается изменению, весьма чётко корреспондируются с длительностью действия ответственного за него механизма Чем крупнее форма рельефа, тем дольше история её развития. Аналогичная закономерность прослеживается в отношении мощности захватываемого в этом процессе геологического объёма: чем крупнее объект,

националы**»

СМВЛ ИОТЕКА СЯт^рр

тем глубже заложение механизма. Ориентировочные данные по ряду разномасштабных механизмов приведены в таблице 3.

Вместе с тем нельзя не отметить некоторые исключения из этих правил. Они касаются механизмов регионального или локального уровня, в которых большую роль играет эндогенная составляющая. Так, формирование рифто-подобных впадин охватывает аномально глубокие слои литосферы, что характерно для уровня мегарельефа.

Примечательны элементы самоподобия, выражающиеся в сходных чертах, прослеживающихся у геоморфологических механизмов разного уровня. В этом отношении весьма показательны межгорные и внутригорные понижения, образующиеся в обстановке регионального стресса, а именно их ромбоидальная (миндалевидная) форма.

Таблица 3. Соотношение размеров объектов, длительности развития и глубины заложения механизмов

уровень морфогенеза примеры объектов площадь, км/ длительность развития, лет глубина охвата, км

планетарный горный пояс несколько млн. до 800 млн. до 800

мегарельеф горная страна сотни тыс. до 400 млн. до 80

макрорельеф складчатая горная система десятки тыс. до 100 млн. до 15 80

мезорельеф фронтальный уступ тысячи до 15 млн. до 5

микрорельеф завальные подпруды десятки-сотни до 50 тыс. до 0.2

Следует отметить спонтанность развития ряда форм и комплексов рельефа, которая выражается в частичной и (или) временной независимости их развития от внешних факторов, когда на первый план выходят факторы внутренние.

Анализ рассмотренных в работе механизмов позволяет определить, какое место в их функционировании занимает рельеф. Абсолютная высота контролирует и эндогенную (на уровне изостатической компенсации) и экзогенную (определяет климатические характеристики) составляющую рельефо-образования. Глубина и густота расчленения - главные критерии, определяющие энергию многих экзогенных процессов. Однако, как можно видеть на примере механизма расчленения, эти параметры рельефа влияют и на эндогенную составляющую.

Индивидуальные характеристики форм рельефа (протяжённость, ориентировка, асимметрия и монолитность и т.п.) и характер их сопряжения, определяют их свойства как орографического барьера на пути воздушных масс, а значит, опосредованно - и на характер и интенсивность геоморфологических процессов как в пределах самого хребта, так и на окружающей его территории.

Мезо- и микроморфология вмешивается в перераспределение атмосферных осадков, что имеет существенные последствия для морфогенеза на склонах и в гребневой части хребтов.

Список работ, опубликованных по теме диссертации

Механизм экзогенного преобразования северного склона хребта Петра Первого (Памиро-Алай) // Геоморфология, 1985, № 4. С. 52-60. Соавторы: Финько Е. А., Цветков Д. Г

Тектоническое выравнивание в вершинном поясе складчатых хребтов и его связь с горизонтальными движениями верхних слоёв литосферы // Тез. докл на ХУШ пленуме Геоморфологической комиссии. Тбилиси, 1986. С 162.

Стадии развития гигантских оврагов в Таджикистане // Тез. докл. на 1У Всес. науч. конф.: "Закономерности проявления эрозионных и русловых процессов в различных природных условиях". М.: МГУ, 1987. С. 178-179.

Сезонно-импульсный характер экзогенного морфогенеза в горных районах Средней Азии // Экзогенные процессы и окружающая среда. Казань, 1988. С. 25-26.

Особенности проявления новейшей тектоники в условиях высокогорного рельефа (на примере зоны перехода от Памира к Тянь-Шаню) // Тез. докл на всес. совещ.: "Активные разломы - методы их изучения, морфология, кинематика и геодинамическое значение". ч.2. Москва-Иркутск, 1989. С 14-15.

Тектоническое выравнивание горного рельефа при формировании надвигов в складчатых поясах // Проблема геоморфологической корреляции. М.: Наука, 1989. С. 101-106.

Механизмы формирования рельефа хребта Петра 1 // Автореф. дисс. на соискание уч. степени канд. геогр. наук. М., 1990.24 с.

Геоэкологические исследования при разведке и освоении россыпей // Инф. бюллетень: Геоэкологические исследования и охрана недр, вып 4., М.: МГП "Геоинформмарк". 1992, 57 с. Соавторы: Новиков В. Н., Жукова Г. А.

The Pamiro-Alai type of folding orogenesis // III international geomorphologic congress. Hamilton, 1992. P. 256.

Расчленение складчатого орогена в условиях регионального сжатия (на примере зоны сочленения Памира и Тянь-Шаня) // Геоморфология. 1993 № 4. С. 67-73.

Parameterization scheme of land hydrology considering the orography at different spatial scales // IAHS Publication Series, Proceedings of IAHS-IAMAP joint Session, Yokohama 1993, p. 569-575. Соавторы: Shmakin А. В., Mikhailov A. Yu.

Памиро-Алайский тип складчатого горообразования // Развитие рельефа и динамика литосферы. М.: Наука, 1994. С. 165-172.

Feedback between regional river runoff and large-scale climate in Asia: results of GCM numerical experiments // The second International Study Conference on GEWEX in Asia and GAME, Pattaya, Thailand 1995, P. 76. Соавторы: Shmakin А. В., Rubinstein K. G.

Usage of relief dissection data for regional hydroclimatological calculations and climate modeling // Тр. конф. GAIM, Гармиш-Партенкирхен, Германия 1995. P. 106-107. Соавтор: Shmakin A. B.

Modelling of climatic effect of regional water lateral considering local indentity of the Eurasian territory // Annales Geophysicae, Part 11 transfer (Oceans, Hydrology @ Nonlinear Geophysics), 1995, p. 318. Соавтор: Shmakin A. B.

Combined Parametrization of Orography-Induced Precipitation and Runoff for Regional Hydroclimatic Studies // Proceedings of the International Conference on Ecohydrology of High Mountain Areas, Kathmandu, Nepal 1996, P. 207-218. Соавторы: Shmakin А. В., Mikhailov A. Yu.

Influence of large-scale river runoff onto the global climate system: results of GCM numerical experiments // Водные ресурсы и исследования окружающей среды: впереди XXI век, Киото (Япония) 1996. Соавторы: Shmakin А. В., Rubinstein К. G.

О соотношении понятий "рельеф" и "геоморфология" // Геоморфология, 1997, №4. С. 9-18.

Основная дилемма при изучении геоморфологии складчатых орогенов (на примере Памиро-Алайского региона) II Геоморфология на рубеже XXI века. IV Щукинские чтения., М.: Издательство «Географический факультет МГУ», 2000. С. 126-129.

Геоморфология на службе технических наук // Геоморфология на рубеже XXI века. IV Щукинские чтения., М.: Издательство «Географический факультет МГУ», 2000. С. 237-240. Соавтор: Сладкопевцев С. А.

Антропогенная составляющая экзогенных процессов в горах Памиро-Алая // Проблемы экологической геоморфологии, Белгород 2000. С. 112-113.

Феномен инверсии складчатых морфоструктур и его возможное объяснение //, Краснодар 2000. С. 190-192.

Геоморфологические механизмы: разработка понятийного аппарата и опыт его применения // Геоморфология, 2001, № 2. С. 3-12.

Формирование горного рельефа Центральной Азии в условиях латерального сжатия // Тезисы на пленум геоморфологической комиссии, Барнаул, 2001. С. 46-47.

Особенности внутриконтинентального орогенеза (на примере Центрально-азиатского горного пояса) // Геоморфология, 2002, № 3. С. 41-52.

Систематизация фотообразов геообъектов на космических изображениях: теоретические и прикладные вопросы. // // Тез. докл. 11 конф. Международного географического союза. Барнаул, 2003. С. 50-51. Соавтор: Д.С. Асоян.

Рельеф России // Большая Российская энциклопедия. М.: БРЭ, 2004, т. 1. С. 12-22.

Подписано в печать 10.02.2005 г. Формат 60x84/16. Бума! а писчая. Отпечатано на ризографе. Уч.-изд. л. Тираж 100 экз. Заказ № 2( Лицензия на издательскую деятельность ЛР № 040833 от 07.08.1997 г. Институт географии РАН

Издательско-полиграфический центр. 119571 Москва, проспект Вернадского, 86

ч

t

t

46 23

PH Б Русский фонд

2006-4 14698

Содержание диссертации, доктора географических наук, Буланов, Сергей Анатольевич

Введете.

Глава 1. Орография и морфоструктура горного пояса.

1.1. Горы Средней Азии и Восточного Казахстана.

1.1.1. Памиро-Алай.

1.1.2. Тянь-Шань.

1.1.3. Горы Восточного Казахстана.

1.2. Горы Южной Сибири.

1.2.1. Алтай.

1.2.2. Кузнецкий Алатау и Салаир.

1.2.3. Саяны и горы Тувы.

1.2.4. Прибайкалье и Забайкалье.

1.3. Магматизм и его роль в формировании рельефа. л 1.3.1. Вулканические явления и их выражение в рельефе.

1.3.2. Автономный подъём интрузивных тел.

1.4. Выводы.

Глава 2. Экзогенный морфогенез и морфоскулыггура.

2.1. Морфоструктурный контроль.

2.2. Вертикальная поясность и типы морфоскулыпуры.

2.2.1. Высокогорье.

2.2.2. Среднегорье.

2.2.3. Низкогорье.

2.2.4. Подгорно-долинный ярус.

2.3. Ледниковый морфогенез.

2.3.1. Типы гляциального воздействия на рельеф.

2.3.2. Ледниковый аккумулятивный рельеф.

2.3.3. Роль ледников в преобразовании рельефа.

2.4. Криогенный и нивально-гравитационный морфогенез.

2.4.1. Курумообразование.

2.4.2. Структурные грунты и полигональные формы рельефа.

2.4.3. Каменные глетчеры.

2.4.4. Солифлюкция.

2.4.5. Термокарст и наледные явления.

2.4.6. Нивально-гравитационные формы и процессы.

2.4.7. Нивация.

2.5. Флювиальный морфогенез. 2.5.1. Русловые процессы и формы рельефа.

2.5.2. Плоскостной снос.

2.5.3. Линейная эрозия.

2.5.4. Комплекс форм селевой аккумуляции.

2.6. Карстовый морфогенез.

2.7. Эоловый морфогенез.

2.8. Прибрежно-волновые процессы и аккумуляция на дне водоёмо^Т24—--——

2.9. Гравитационный морфогенез.

2.9.1. Обвалы и осыпи.

2.9.2. Оползни.

2.9.3. Горные завалы и связанные с ними явления.

2.10. Антропогенные факторы.

2.11. Проблемы выделения поверхностей выравнивания в регионе и их возможное решение.

2.11.1. Формирование регионального пенеплена.

2.11.2. Формирование локальных поверхностей выравнивания.

2.11.3. Проблемы выделения поверхностей выравнивания.

2.11.4. Критические взгляды на проблему поверхностей выравнивания.

2.12. Тенденции развития морфоскулыггуры.

2.12.1. Геоморфологические режимы горных сооружений.

2.12.2. Геоморфологические режимы впадин.

2.12.3. Современные тренды геоморфологических режимов.

2.13. Выводы.

Глава 3. Теоретические основы представления о механизме рельефообразования.

3.1. Соотношение основных понятий геоморфологии.

3.1.1. Исторический аспект проблемы.

3.2. Двойственный подход к понятию "механизм" и его соотношение с понятием "процесс".

3.3. Представление о механизме в геоморфологии.

3.4. Иерархия геоморфологических механизмов.

3.5. Построение динамической схемы механизма.

3.6. Построение кинематической схемы механизма.

3.7. Геологический объём, энергетика и факторы.

3.8. Эволюция концепции горообразования.

3.8.1. «Догеоморфологический этап» в развитии представлений

3.8.2. Роль геоморфологии в формировании концепции горообразования.

3.8.3. Горообразование в Центральной Азии с точки зрения неомобилизма.

3.8.4. Концепции горообразования, альтернативные мобилистским

3.8.5. Идеи о перманентном горообразовании и дилемма выбора основного механизма формирования гор.

3.9. Выводы.

Глава 4. Геоморфологические механизмы, функционирующие в

Центральноазиатском горном поясе.

4.1. Высший (геотектурный) уровень морфогенеза. Механизм формирования Центрально-азиатского орогена.

4.1.1. Стадии развития рельефа Центральной Азии.

4.1.2. Геологическая сфера горообразования.

4.1.3. Общая кинематика горообразования.

4.1.4. Энергетическое обеспечение горообразования и основные условия его функционирования.

4.2. Региональный уровень морфогенеза.

4.2.1. Механизм глыбово-складчатого горообразования.

4.2.2. Механизм сводово-глыбового (сибиретипного) горообразования.

4.2.3. Механизм складчатого горообразования.

4.2.4. Механизм формирования впадин Байкальского типа.

4.2.5. Механизм расчленения растущего орогена.

4.3. Локальный уровень морфогенеза.

4.3.1. Тектоно-гравитационное разрушение орогена по фронту надвигания.

С3.2.- Тектонически предопределённое выравнивание в вершинном поясе

4.3.3. Механизм автономного подъёма интрузивных тел.

4.4. Механизмы формирования морфоскулыпуры.

4.4.1. Механизмы формирования нивально-гляциальной морфоскулыпуры.

4.4.2. Механизмы формирования нивально-гравитационной морфоскулыпуры.

4.4.3. Механизмы формирования нивально-криогенной морфоскулыпуры.

4.4.4. Механизмы формирования флювиальной морфоскулыпуры

4.4.5. Механизмы гравитационных процессов.

4.4.6. Формирование и разрушение завально-подпрудных геосистем.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Рельеф Центрально-Азиатского горного пояса и механизмы его формирования"

Интенсивное освоение горных территорий требует от географической науки создания теоретического фундамента для решения задач оптимального использования горных геосистем и бесконфликтного взаимодействия человека с природной средой. Полноценное решение такой задачи возможно лишь при комплексном исследовании территории.

Рассматривая степень изученности горных регионов, нельзя не отметить некоторое отставание комплексных геоморфологических исследований от уровня разработок по смежным географическим и геологическим дисциплинам. В то же время в решении широкого круга региональных проблем - от прогнозирования сейсмических событий до охраны природы и строительства новых объектов - геоморфология, как известно, играет ведущую роль. Особую актуальность при этом приобретает изучение закономерностей формирования горного рельефа.

Это определило основные цели данной работы - 1) разработка специального методического приёма - формирование представления о геоморфологическом механизме, позволяющего унифицировать рассмотрение разнородных явлений, и 2) комплексное изучение рельефа Центрально-азиатского горного пояса и истории его развития на основе данного методического приёма. В качестве объекта исследования выбран Центрально-азиатский горный пояс, включающий горные страны Памиро-Алай, Тянь-Шань, Алтай, Саяны, Забайкалье и некоторые примыкающие к ним горные сооружения.

Обратиться к понятию «механизм» для решения задач комплексного изучения рельефа и истории его развития побудило по крайней мере три обстоятельства, которые, на наш взгляд, существенно влияют на геоморфологические исследования как в регионе, так и за его пределами.

Первое обстоятельство можно рассматривать как общее следствие прогресса науки. Это активно протекавший весь XX век процесс дифференциации геоморфологии по отдельным направлениям. В настоящее время в её рамках фактически имеются несколько десятков в разной степени самостоятельных дисциплин [158]. По мере становления практически каждая из них приобрела свои собственные элементы в аналитическом аппарате, терминологии и - в этом видится может быть главное препятствие для регионального обобщения - в логике доказательств тех или иных положений.

В рамках «климатической» и динамической геоморфологии почти все направления значительно углубили и индивидуализировали свой методологический арсенал. Особо следует отметить в этом отношении изучение гляциальных, карстовых, береговых, криогенных, склоновых, эоловых и русловых процессов. Иной пространственно-временной масштаб у явлений, которые рассматриваются в рамках «эндогенной геоморфологии»: морфоструктурного направления и морфотектоники. Вклад в развитие и дифференциацию науки внесли морфометрия, инженерная и экологическая геоморфология, поисковые направления.

Следует отметить также неравномерность развития направлений геоморфологии, многие из которых приобрели характер пограничных: с гидрологией, криолитологией, геологией, тектоникой и др. дисциплинами. В то же время далеко не все из них используют количественные показатели и широко применяют математический аппарат.

Второе обстоятельство - заметный отрыв геоморфологических исследований от смежных наук о Земле, и прежде всего - от геологии и геотектоники. Наметившиеся в последние десятилетия кардинальные изменения во взглядах на строение литосферы и её динамику пока не нашли адекватного отражения в геоморфологических построениях. При всей дискуссионности концепций неомобилизма, особенно его «форпоста» — глобальной тектоники плит, в настоящее время трудно отрицать факт повсеместного развития в горных областях покровно-надвиговых структур и активных современных проявлений латеральной геодинамики. В то же время в геоморфологических работах при определении эндогенной составляющей рельефообразования эти факты и следствия из них пока не играют заметной роли; большинство умозаключений в сфере горообразования базируется на теоретических предпосылках фиксизма.

Третье обстоятельство - недостаточная доказательность геоморфологических построений. Нередко одновременно сосуществуют несколько взглядов, позиций, схем - часто противоречащих друг другу или даже взаимоисключающих - по одному и тому же пункту, объекту или сумме эмпирических данных. Примеров тому можно привести много - от теории горообразования и пенепленизации до палеогляциологических реконструкций и формирования пойм. Конечно, научные дискуссии и широкий спектр мнений суть вещи полезные и даже необходимые для прогресса познания. Однако эти противоречия часто остаются не разрешёнными в течение длительного времени. Обычно это происходит из-за недостаточности фактического материала, но нередко этому сопутствует отсутствие критерия истинности.

Конечно же, есть надежда, что разработка нового методического приёма и применение его для анализа обширного регионального материала поможет решить и другие проблемы, накопившиеся в геоморфологии, в том числе одну из самых «наболевших» в теоретической её части - о сущности рельефа и самой науки о нём. Прошло не менее ста лет со времени введения самого термина "геоморфология" [515, 522 и др.], но дискуссии вокруг этого и других основополагающих понятий данной науки не утихают. В настоящее время существует очень широкий спектр мнений и точек зрения по этим поводам [120, 426, 428 и др.]. Это вносит ощутимые затруднения не только для работы самих геоморфологов, но и для иных специалистов, в том числе прикладных областей, при использовании результатов геоморфологических исследований.

Для достижения поставленных целей были решены следующие главные задачи:

Морфоструктурный анализ Центрально-азиатского горного пояса с целью выявления основных тенденций эндогенной составляющей морфогенеза.

• ■ Анализ морфоскулыпуры Центрально-азиатского горного пояса и её соотношения с морфоструктурой с целью выявления основных

• геоморфологических режимов в регионе.

Выделение ведущих тенденций в развитии экзогенной составляющей рельефа Центрально-азиатского горного пояса как основы для определения механизмов формирования морфоскулыпуры региона.

Анализ употребления понятий «механизм», «рельеф», «геоморфология», «морфогенез» и некоторых других, сопряжённых с ними.

Разработка понятия «геоморфологический механизм» и установление последовательности его выявления и описания.

На основании установленных тенденций развития рельефа и предложенных схем описания выявляются и характеризуются

• соответствующие геоморфологические механизмы. В результате формируются представления о механизмах, функционирующих в

• Центрально-азиатском горном поясе.

Работа выполнялась в лаборатории (отделе) геоморфологии Института географии РАН (АН СССР) в течение 1981-2001 гг., с 1998 по 2001 год в рамках обучения в докторантуре ИГ РАН. За это время соискатель многократно выезжал на полевые работы в составе экспедиций ИГ РАН, ИФЗ РАН, ЦНИГРИ и других учреждений, в том числе в среднеазиатский регион (8 полевых сезонов) и в горы Южной Сибири (7 полевых сезонов). Полевые исследования выполнялись как в виде рекогносцировочных и увязочных трансрегиональных маршрутов, так и детально — на ключевых участках. Маршрутами охвачено большинство крупных морфоструктур, все высотные

• пояса и морфоклиматические обстановки в Центрально-азиатском горном поясе.

Среди основных ключевых участков можно выделить следующие: 1) хребты Петра Первого и Вахшский на Западном Памире (Таджикистан), 2) Каратегинский и Алайский хребты в Памиро-Алае (Таджикистан), 3) хребты Зулумарт и Музкол на Восточном Памире (Таджикистан), 4) восточные

• окончания Алайской долины и Заалайского хребта (Киргизия), 5) западные отроги Таласского Алатау в западном Тянь-Шане (Казахстан), 6) стык Чаткальского и Атойнакского хребтов в западном Тянь-Шане (Киргизия), 7) южное побережье озера Иссык-Куль и северный макросклон Терскей-Алатоо в центральном Тянь-Шане (Киргизия), 8) Курайская впадина и её горное обрамление на Алтае (республика Алтай), 9) Куртушибинский хребет в Саянах (Тува и Красноярский край), 10) Прибайкалье в районе северного и восточного побережий Байкала (Бурятия), 11) Южно-Муйский хребет в центральном Забайкалье (Бурятия), 12) Чарская котловина и хребет Кодар в северном Забайкалье (Читинская область).

Изучение комплекса механизмов ориентирует на максимально

• разностороннее рассмотрение объекта и привлечение разных методов исследования, с использованием широкого круга материалов. На ключевых участках производилось геоморфологическое картографирование, комплексное профилирование и составление блок-диаграмм в различных масштабах. Для детального исследования динамики наиболее показательных ф форм рельефа применялась повторная наземная стереофотограмметрическая съёмка (НСС). По её результатам произведены инструментальные измерения и составлены планы в масштабе 1:2000—1:5000.

При написании текста диссертации широко использовались литературные и картографические источники, в том числе фондовые. Для ряда ключевых участков произведено дешифрирование аэрофотосъёмки; для всего региона применялась космическая съёмка разного масштаба и спектрального охвата.

Сообразно поставленным задачам построен текст диссертации, который состоит из 4 глав. Первая глава посвящена геолого-геоморфологической характеристике Центрально-азиатского горного пояса. В ней

• рассматриваются морфоструктура региона, выявляются тенденции эндогенной составляющей морфогенеза. Вторая глава даёт разностороннюю характеристику морфоскулыпуры региона. Выявляются геоморфологические режимы и ведущие тенденции в развитии экзогенной составляющей рельефа Центрально-азиатского горного пояса. В третьей главе анализируются существующие теоретические представления о рельефе, геоморфологии и морфогенезе, рассматривается понятие «механизм» и его использование в различных науках, разрабатываются основные положения для выявления и исследования механизмов формирования рельефа. Четвёртая глава, представляющая аналитическую часть работы, содержит описание геоморфологических механизмов, действующих в пределах исследуемом регионе. В

• заключении подводятся итоги изучения механизмов формирования рельефа и освещаются теоретические аспекты применения понятия «геоморфологический механизм» и представлений о региональных механизмах, предложенных в данной работе.

Научная новизна состоит в разработке и применении представления о геоморфологическом механизме - в том методическом приёме, который

• позволил критически осмыслить и в значительной степени пересмотреть взгляды на рельеф исследуемой территории, его происхождение и развитие. В описании многих выделенных и изученных механизмов содержатся элементы новизны по отношению к прежним представлениям о формировании морфоструктуры и морфоскулыпуры региона. В частности, разработаны оригинальные механизмы горообразования, отвечающие за формирование геотектур и морфоструктур разного иерархического уровня. Впервые в теории и практике геоморфологических исследований горных территорий выявлены, описаны и обоснованы явления тектонической деструкции орогена и связанной с ней планацией рельефа независимо от положения базиса денудации. Предложен механизм формирования рельефа в результате автономного подъёма интрузивных тел.

Предмет защиты составляют: представление о геоморфологическом механизме; геоморфологические режимы Центрально-азиатского горного

• пояса; механизмы формирования рельефа Центрально-азиатского горного пояса. ф Основные защищаемые положения: формирование рельефа Центрально-Азиатского горного пояса происходит на нескольких иерархических уровнях, из которых главными являются геотектурный (панрегиональный), региональный и локальный; каждое изменение рельефа определяется совокупностью процессов, которые образуют конкретный геоморфологический механизм; геоморфологический механизм может быть описан по предложенной в работе схеме, которая даёт полноценное представление о рассматриваемом явлении, необходимое и достаточное для выявления его сущности; геотектура Центрально-Азиатского горного пояса возникла в результате

• смещения земной коры в западном направлении и общего субмеридионального сжатия литосферы в регионе;

• ■ общее сокращение пространства и утолщение литосферы в Центрально-Азиатском регионе вызывает рост не только абсолютных, но и относительных высот; локальное растяжение верхних горизонтов земной коры в регионе обусловливает тектоногенное снижение абсолютных и относительных высот, что выражается в частичном разрушении орогенов; наряду с механизмами, вызванными эндогенными или экзогенными силами, в регионе функционируют механизмы смешанного (эндогенно-экзогенного) генезиса; механизмы, формирующие рельеф Центрально-Азиатского горного пояса,

• обладают существенной автономностью по отношению к внешним факторам, их обусловливающим; их развитие в значительной степени определяется внутренними факторами.

Практическая значимость диссертации заключается в возможности использования её результатов при решении актуальных вопросов природопользования на территории Центрально-азиатского горного пояса,

• сопредельных и аналогичных горных сооружений. Составленные геоморфологические карты могут быть использованы при планировании мероприятий, при проведении которых необходима оценка природных условий. В частности, они могут быть применены при установлении места и времени прохождения катастрофических процессов селе-, оползне-, разломо-и трещино- и лавинообразования; прогноза мест сильных землетрясений, при оценке последствий хозяйственной деятельности человека, при выявлении естественного тренда рельефа и других компонентов горных геосистем, а также тенденций их развития при различных видах антропогенной нагрузки.

По теме диссертации опубликованы 27 работ общим объёмом около 12 п. л.

Основные положения диссертационной работы неоднократно докладывались на заседаниях отдела геоморфологии и других подразделений ИГРАН, в Московском центре Русского географического общества, а также на 11-м междуведомственном совещании по изучению современных движений земной коры на геодинамических полигонах (Звенигород, декабрь, 1985 г.), на пленумах Геоморфологической комиссии РАН СССР, на IV Всесоюзной научной конференции "Закономерности проявления эрозионных и русловых процессов в различных природных условиях" (Москва, декабрь 1987 г.), на Всесоюзном совещании "Активные разломы - методы их изучения, морфология, кинематика и геодинамическое значение" (Иркутск, апрель 1989 г.), на IV Щукинских чтениях (Геоморфология на рубеже XXI века, март 2001), на 11 Международном географическом конгрессе (Барнаул, 2004).

Диссертационные разработки используются при чтении лекций и проведении практических работ со студентами на курсах геоморфологии и общего землеведения в Московском государственном университете геодезии и картографии (МИИГАИК) и в Московском государственном университете инженерной экологии (МГУИЭ).

Диссертант считает своим долгом выразить благодарность научным консультантам: д.г.н. профессору Д.А. Тимофееву и д.г.н. В.П. Чичагову за труд по неоднократному прочтению рукописи диссертационной работы, её научное редактирование и многочисленные указания по её улучшению. Неоценим вклад в разработку данной проблемы научных наставников, коллег по отделу (лаборатории) геоморфологии ИГ АН (ИГ РАН), а также сотрудников других лабораторий и родственных научных учреждений, и в их числе: к.г.н. В.В. Бронгулеев, к.г.н. JI.H. Былинская, д.г.н. С.К. Горелов, к.г.н. М.П. Жидков, к.г.н. Д.А. Лилиенберг, д.г.н. Э.А. Лихачёва, д.г-м.н. А.А. Никонов, д.г.н. Е.Я. Ранцман, д.г.н. В.А. Растворова, к.г.н. Е.А. Финько, к.г.н. Д.Г. Цветков. Особо хочется отметить помощь и ценные замечания безвременно ушедших из жизни: зав. отделом геоморфологии д.г.н. А.А. Асеева, неутомимых путешественников, великолепных знатоков гор Г.Н. Пшенина и К.П. Рототаева.

Все фотографии, представленные в работе, выполнены автором. Ему же принадлежат рисунки, в подписи к которым нет ссылки на другого автора или внешний источник. Космические изображения любезно предоставлены Лабораторией экспериментальных исследований геосистем ИГ РАН, за что автор высказывает искреннюю благодарность зав. сектором дистанционных исследований к.г.н. Л.В. Десинову и научному сотруднику В.А. Рудакову.

Заключение Диссертация по теме "Геоморфология и эволюционная география", Буланов, Сергей Анатольевич

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Рассмотрение механизмов формирования рельефа на примере Центрально-Азиатского горного пояса позволяет сделать обобщения в плане усовершенствования методики изучения этого природного феномена. Проведём анализ вышеприведённых описаний (глава 4) согласно предложенной схеме (глава 3).

Динамические схемы хорошо описываются 4-6 стадиями развития, не считая исходной. В большинстве случаев современные аналоги стадий были обнаружены в регионе либо в его непосредственном окружении. Исключение составляет высший уровень морфогенеза, для которого исходная (океанское ложе) и ранние (островодужная) стадии имеют аналоги лишь на значительном удалении. Как правило, гомологические ряды хорошо прослеживаются в пространстве: «зрелость» рельефа, формируемого каким-либо механизмом, последовательно возрастает в определённом направлении, например, от периферии горной страны к её центру.

Кинематические схемы механизмов весьма разнообразны и в каждом конкретном случае при описании требуют индивидуального подхода. Можно выделить три типа кинематики в зависимости от того, в какой среде идёт основное движение вещества:

• активную - когда изменение рельефа обусловливается деформациями внутри геологического объёма. Это главным образом механизмы с преобладанием эндогенной составляющей (прежде всего ответственные за горообразование), хотя сюда же надо отнести большинство гравитационных и криогенных механизмов.

• пассивную - когда изменение рельефа обусловливается перемещением вещества во внешних средах. Таковы гляциальные, нивально-криогенные, эоловые, абразионные механизмы, большинство эрозионных и все виды механизмов аккумуляции, некоторые криогенные.

• смешанного типа — когда роль внутренней и внешней составляющей морфогенеза примерно равна или один тип сменяет другой по ходу развития. Таковы механизмы: эрозионно-тектонического расчленения, планации рельефа в вершинном поясе гор, формирования эрозионных цирков, завально-подпрудных комплексов, некоторые другие. Геологический объём, задействованный в механизме рельефообразования, имеет разные критерии определения. Они зависят прежде всего от типов кинематики, которые были изложены выше. В случае с активной кинематикой нижнее ограничение объёма не испытывает существенных изменений во времени и определяется каким-либо делителем в литосфере (например, «скользким» горизонтом). В других случаях нижняя граница мигрирует вверх или вниз в зависимости от преобладания аккумуляции или денудации.

Подводя итоги данного исследования, представляется важным дать также оценку эндогенным и экзогенным факторам рельефообразования, противоречия между которыми или взаимодействие которых является основой классической парадигмы геоморфологии. Анализ рассмотренных выше представлений о механизмах формирования рельефа Центрально-Азиатского горного пояса позволяет наметить четыре варианта их соотношения:

1. Разнонаправленность эндо- и экзоморфогенеза, их антагонизм. Проявляется при горообразовании всех видов (разделы 4.1, 4.2.1, 4.2.2 и 4.2.3), а также на последних стадиях расчленения складчатого орогена (раздел). Является ведущим типом взаимодействия. Осуществляется на всех иерархических уровнях, охватывает всё время формирования Центрально-Азиатского горного пояса.

2. Противоречие в системе эндогенных процессов на фоне незначительного участия экзогенных процессов в морфогенезе. Отмечается при разрушении орогена по фронту надвигания (раздел 4.3.1), при рифтогенной деструкции орогена (раздел 4.2.4). Данный тип взаимодействия проявляется локально и связан со сменой тектонического режима. Такого рода механизмы в основном функционируют первые миллионы лет, в целом по времени своего существования в регионе не выходят за рамки кайнозоя.

3. Однонаправленность эндо- и экзоморфогенеза, их взаимодействие. Наблюдается в промежуточных стадиях расчленения растущего орогена (раздел 4.2.5), при выравнивании расчленения в вершинном поясе (раздел 4.3.2). Этот феномен проявляется локально, время существования - десятки-сотни тысяч лет.

4. Противоречие в системе экзогенных процессов на фоне незначительного влияния эндогенного фактора. Наблюдается при перестройке морфоскулыпуры в голоцене, связанной с изменением климата (разделы 4.4.1 - 4.4.4. Отмечается также при антропогенном воздействии и при формировании завально-подпрудных геосистем (раздел 4.4.6). Весьма кратковременное явление: десятки, сотни и первые тысячи лет, не выходит за рамки голоцена; но распространено практически повсеместно.

Как видно из вышеизложенного, имеют место разные соотношения процессов, но превалирующим является противоречие между эндогенными и экзогенными. Анализ приведённого материала по функционированию механизмов позволяет сделать также следующие общие выводы: 1. Чем крупнее объект, тем дольше история его развития и действие образующего механизма. Эта закономерность прослеживается по всему иерархическому ряду форм рельефа (таблица 6). Крупнейшие формы (горный пояс как геотеюура) образуются в течение сотен миллионов лет. Становление региональных форм (крупных морфоструктур типа горных стран) осуществляется в течение десятков миллионов лет. Локальные морфоструктуры формируются в течение первых миллионов — сотен тысяч лет. Возраст морфоскулыпуры колеблется от первых десятков миллионов лет до сотен и десятков лет. Он также обнаруживает хорошую корреляцию с размером объектов. Древнейшими оказываются крупнейшие, протяжённостью в сотни километров (долины рек), самыми короткоживущими — микро- и наноформы, осложняющие склоны, дншца и междуречья.

2. Чем крупнее форма рельефа, тем глубже заложение соответствующего механизма (мощнее захватываемый им геологический объём). Так, процессы, отвечающие за формирование геотектуры горного пояса, захватывают не только земную кору, но и значительный объём в мантии. Образование горных стран связывается с трансформацией земной коры, отдельных хребтов (например, в случае складчатого горообразования) — с верхними её горизонтами (осадочный чехол). Формирование морфоскульптуры чаще всего не выходит за рамки надбазисного объёма земной коры, мелкие её элементы ограничиваются деятельным слоем или склоновым чехлом.

3. При рассмотрении близких по размеру и генезису трансформаций рельефа обнаруживается принцип самоподобия, выражающийся в сходных чертах, прослеживаемых у соответствующих геоморфологических механизмов. Так формирование морфоструктур под действием регионального сжатия (от горного пояса до отдельного хребта) имеет близкую кинематику, выражающуюся прежде всего в комбинации характерных разрывов, их планового рисунка; а также в субгоризонтальном укорочении и субвертикальном удлинении масс. Аналогичные подобия можно отметить для криогенных, гляциальных и флювиальных процессов.

4. В основе кинематики большинства геоморфологических механизмов лежит горизонтальная составляющая движений горных масс. В случае с экзогенными процессами превышение горизонтальной составляющей над вертикальной может достигать десятков, сотен и тысяч раз. При эндогенном морфогенезе эта разница может колебаться от незначительной (1-3 раза) до десятков, в исключительных вариантах - и в сотен раз.

5. Характерна автономность развития геоморфологических механизмов, функционирующих в Центрально-Азиатском горном поясе, их относительная независимость от внешних факторов, связанная со внутренними факторами. Представляется важным отметить этот момент для механизмов горообразования, которые мало связаны с поведением глубинных слоёв литосферы.

6. Неадекватная реакция рельефообразования на поступающие извне импульсы (в том числе и тектонические) и связанные с ними инертность либо спонтанность развития рельефа, которые в основе имеют внутреннюю логику функционирования соответствующих механизмов, в том числе наличие обратной связи между рельефом и морфогенезом.

Из этих закономерностей есть исключения, которые, как правило, увязываются с особенностями функционирования некоторых механизмов.

• Так, формирование впадин Байкальского типа выходит из очерченных выше рамок по нескольким позициям. Во-первых, вовлекаемый объём (литосфера в ф целом) больше, чем при сибиретипном горообразовании, которое находится по отношению к рифтогенезу на более высоком иерархическом уровне. Во-вторых, в нём превалирует вертикальная составляющая тектогенеза48. То же можно заметить относительно механизма автономного роста интрузивных массивов, только на локальном уровне морфогенеза.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора географических наук, Буланов, Сергей Анатольевич, Москва

1. АгатоваА.Р. Неотекгоническое строение, механизм и этапы развития

2. Южно-Чуйского хребта (Юго-Восточный Алтай) // 300 лет горногеологической службе России: история горнорудного дела, геологическойстроение и полезные ископаемые Алтая. Барнаул: Изд-во Алт. Гос. ун-та,2000. С. 165-169.

3. Агафонов Б.П. Плоскостная эрозия в Байкальской впадине // Геоморфология, 1985, № 3. С. 29-36.

4. Агафонов Б.П. О влиянии экзогенных факторов на развитие склонов (на примере Прибайкалья) // Байкал и горы вокруг него. Иркутск, 1994. С. 7-9.

5. Агафонов Б.П. СизиковА.М. Следы мощных позднеплейстоценовых экзогенных процессов в Прибайкалье // Байкал и горы вокруг него. Иркутск, 1994. С. 44-45.

6. Агафонов Б.П. Денудация склонов при сейсмовоздействиях умеренной• интенсивности // Геоморфология, 1999, № 4. С. 50-55.

7. Агафонов Б.П. Региональный литодинамический анализ (на примере ® Байкальской впадины) // Геоморфология на рубеже XXI века. IV

8. Щукинские чтения. М., 2000. С. 356-358.

9. Агаханянц О.Е. Основные проблемы физической географии Памира, ч. 1. Душанбе, 1965. 240. е.; ч. 2. Душанбе, 1966. 244. с.

10. Агаханянц О.Е., Никонов А.А., ПахомовМ.М., Ранов В.А., Трофимов А.К., Чедия O.K. О древнем оледенении Памира // Изв. АН СССР, сер. геогр., 1981, №4. С. 123-134.

11. Айтматов И. Т. Напряженно-деформационное состояние скальных пород в мобильных горно-складчатых областях // Закономерности строения земной коры Тянь-Шаня и его металлогения. Фрунзе: Илим, 1985. С. 6772.

12. Ф \2.АндерсонД.Л., Дзевонский AJA. Сейсмическая томография // В миренауки. 1984. № 12. С. 16-25.

13. Антощенко-Оленев И.В. Рельеф Земли как структура поверхности раздела сред // Геоморфология. 1983. № 3. С. 35

14. Арманд АД. Обратная связь и саморазвитие рельефа // Вопросы географии, вып. 63. М.: Географгиз, 1963. С. 21-27

15. Ахмадов Х.М. Овражная эрозия в Таджикистане // Автореф. дисс. на соискание уч. степени канд. геогр. наук. М., 1980. 20. с.

16. Александров В.К Надвиговые и шарьяжные структуры Прибайкалья.s Новосибирск: Наука, 1990. 103. с.

17. Александров С.М. Морфоструктуры островодужных и горных поясов ф (сравнительный анализ). М., ИГРАН, 1990,264. с.

18. Александров С.М., Буланов С.А., Ионин А.С., Ушаков С.А. Картографирование морфоструктур и геоморфологических процессов в аспекте нелинейной геодинамики // Геоморфология переходных зон. М.: 1997. С. 218-220.

19. Андреев Ю.Н. История геологического развития Афгано-Таджикского бассейна в раннем мелу // Проблемы нефтегазоносности Таджикистана. Сб. 4. Тр. ВНИГНИ, вып. 133. Душанбе: Дониш, 1972.

20. Арган Э. Тектоника Азии. ОНТИ, M-JL, 1935. 265. с.

21. Артюшков Е.В. Шлезингер А. Е., Яншин AJI. Физическая природа горообразовательного процесса // Типы гор и механизмы горообразования. Иркутск, 1979. С. 3^1

22. Артюшков Е.В., Летников Ф.А., Ружич В.В. О разработке нового механизма формирования Байкальской впадины // Геодинамика внутриконтинентальных горных областей. М.: Наука, 1990. С. 367-377.

23. Архипов И.В. Морфология и генезис складчатых структур восточной окраины Таджикской депрессии // Изв. ВУЗов. Геология и разведка, № 3, 1970. С. 19-26.

24. Атлас Таджикской ССР. Душанбе-Москва: ГУГК, 1968. 200. с.

25. Байков А.А. Новые данные о соляной тектонике Юго-Западного Гиссара // Докл. АН СССР, 1981, т. 256, № 3, с. 654.

26. Баженов МЛ., Буртман B.C., Кобболд П.Р., ПерруЭ., Садыбакасов И., Тома Ж.-Ш., Шован А. Палеомагнетизм третичных отложений и альпийская кинематика Тянь-Шаня // Геотектоника, 1993, № 6. С. 50-62.

27. Баженова О.И., Мартьянова Г.Н. Тенденции изменений современного морфогенеза в связи с колебаниями климата на юге Сибири // Геоморфология на рубеже XXI века. IV Щукинские чтения. М.: Изд-во "Географический факультет МГУ2000. с. 279-281.

28. Баженова О.И., Любцова Е.М, Рыжов Ю.В, Макаров СЛ. Пространственно-временной анализ динамики эрозионных процессов на юге Восточной Сибири. Новосибирск: Наука, 1997. 208. с.

29. БазаровД.Б. История развития речной сети западного Забайкалья // Проблемы геоморфологии и неотектоники орогенных областей Сибири и Дальнего Востока, Новосибирск: Наука, 1968. С. 202-209.

30. Бархатов Б.П., Бархатова Н.Н. Развитие взглядов на тектонику Памира // Изд. АН СССР, М-Л., 1962. 52. с.

31. Белеловский МЛ. Об опыте интерпретации гравитационного поля Афгано-Таджикской впадины с целью выявления структур подсолевого этажа деформации // Тектоника Туркмении и сопредельных территорий. М.: Наука, 1966. С. 22-25.

32. Белеловский М.Л. Тектоническое районирование подсолевого структурного этажа Афгано-Таджикской впадины // Вопр. геол. строения и перспективы нефтегазоносности Таджикистана, вып. 1. Душанбе: Ирфон, 1965. С. 38-47.

33. Белеловский M.JI., Кулагин В.К. Изучение некоторых особенностей строения разрывов Таджикской депрессии по распределению очагов слабых землетрясений // Геофизические поля и сейсмичность. М.: Наука, 1975. С. 137-142.

34. Белоусов В.В., Вольвовский Б.С., Вольвовский И.С. и др. Итоги Международного проекта и направление будущих работ // Земная кора и верхняя мантия Памира, Гималаев и Южного Тянь-Шаня. М.: Наука, 1984. С. 6-10.

35. Белоусов В.В., Шолпо В.Н. Сейсмология и тектоника // Проблемы современной сейсмологии. М.: Наука, 1985. С. 47-56.

36. Белоусов Т.П. Тектонические движения Памира в плейстоцене-голоцене и сейсмичность. М.: Наука, 1976. 119. с.

37. ВельскийВ.А. К проблеме определения возраста высокогорных областей (на примере Памира и Гиссаро-Алая) // Тез. докл. на XVIII пленуме геоморфологической комиссии АН СССР. Тбилиси, 1986. С. 154.

38. Вельский В.А. Новейшая тектоника зоны сочленения Северного Памира и Таджикской депрессии. Душанбе, 1978. 254. с.

39. Берзин Н.А. Тектоника Южной Сибири и горизонтальные движения континентальной литосферы // Докл. Дис. . докг. геол.-мин. наук, Новосибирск: ОИГТиМ СО РАН 1995. 51. с.

40. Билибин Ю.А. Основы геологии россыпей. М.: Изд-во АН СССР, 1955 468. с.

41. Благоволил Н.С. Гетерогенность морфоструктуры Крымско-Кавказской горной системы и роль неотекгонических движений в ее формировании // Землеведение. Нов. сер. 1976. Т. XI. С. 114- 121.

42. Благоволил Н.С., Шевченко В.К. Магматические тела и проблема денудационного среза // Геоморфология, 1977, № 1. С. 27-37.

43. Благоволил Н.С., Горелов С.К., Филькил В.А., Финько Е.А. Значение, методика и результаты геоморфологических исследований на геодинамических полигонах // Современные движения земной коры. М.: Наука, 1980. С. 134.

44. Благоволил Н.С., Пилении Г.Н. Древность рельефа горных систем Паратетиса // Геоморфология. 1981. № 3. С. 3-15.

45. А5. Благоволил Н.С., Пилелил Г.Н. Гравитационный фактор в развитии рельефа горных хребтов // Геоморфология. 1985. № 4. С. 3-15.

46. Благоволин Н.С. Пилении Г.Н. О перманентном развитии орогенного рельефа//Геоморфология, 1991, № 1. С. 3-15.

47. Богачкин Б.М., Корженков А.М., Мамыров Э. и др. Структура очага Сусамырского землетрясения 1992 г. на основании анализа его геологических и сейсмологических проявлений // Физика Земли. 1997. № 11. С. 3-18.

48. Богданова Н.М. Откопанные поверхности выравнивания в предгорьях Алайского хребта // Геоморфология, 1970, № 3. С. 76-79.

49. Боголепов КВ. О двух типах орогенеза // Геология и геофизика. 1968. № 8. С. 15-26

50. Боконенко Л.И., Передерии В.П., Галаганов О.Н. Годовой ход деформаций на Гармском полигоне в 1976-1977 г.г. // Современные движения земной коры на геодинамических полигонах. М.: Радио и связь, 1981. С. 41-44.

51. БолигА. Очерки по геоморфологии. М.: Изд-во иностр. лит. 1956. 262. с.

52. Бондарев Л.Г. К вопросу о позднеплейстоценовом оледенении Тянь-Шаня // Развитие природы территории СССР в позднем плейстоцене и голоцене. М., 1982. С. 59-63.

53. Бондаренко ПМ. О механизме образования Телецкого озера как рифтовой впадины // Природа и природные ресурсы Горного Алтая. Горно-Алтайск 1971. С. 82-85.

54. Борисова С.В. О мощности горного и долинного ветров в глубоких долинах Памира и Тянь-Шаня // Метеорология, климатология и гидрология, вып. 1. Киев, 1965. С. 23-24.

55. БуланжеЮД., ПевневА.К. О характере вертикальных смещений земной поверхности на Гармском полигоне // Предвестники землетрясений. М.: ВИНИТИ, 1973.

56. Буланов С.А., Финько Е.А, Цветков Д.Г. Механизм экзогенного преобразования северного склона хребта Петра Первого (Памиро-Алай) // Геоморфология, 1985, № 4. С. 52-60.

57. Буланов С.А. Тектоническое выравнивание в вершинном поясе складчатых хребтов и его связь с горизонтальными движениями верхних слоев литосферы // Тез. докл. на XVIII пленуме Геоморфологической комиссии. Тбилиси, 1986. С. 162.

58. Буланов СЛ. Стадии развития гигантских оврагов в Таджикистане // Тез. докл. на 1У Всес. науч. конф.: "Закономерности проявления эрозионных и русловых процессов в различных природных условиях". М.: МГУ, 1987. С. 178-179.

59. Буланов СЛ. Сезонно-импульсный характер экзогенного морфогенеза в горных районах Средней Азии // Экзогенные процессы и окружающая среда. Казань, 1988. С. 25-26.

60. Буланов СЛ. Тектоническое выравнивание горного рельефа при формировании надвигов в складчатых поясах // Проблема геоморфологической корреляции. М.: Наука, 1989. С. 101-106.

61. Буланов СЛ. Механизмы формирования рельефа хребта Петра 1 // Автореф. дисс. на соискание уч. степени канд. геогр. наук. М., 1990. 24. с.

62. Буланов СЛ. Расчленение складчатого орогена в условиях регионального сжатия (на примере зоны сочленения Памира и Тянь-Шаня) // Геоморфология. 1993. № 4. С. 67-73.

63. Буланов СЛ. Памиро-Алайский тип складчатого горообразования // Развитие рельефа и динамика литосферы. М.: Наука, 1994. С. 165-172.

64. Буланов СЛ. Катастрофические геоморфологические процессы во внутриконтинентальных горных системах // Нелинейность рельефообразующих процессов и экстремальные ситуации (регионально-практические аспекты), М., РФФИ, РАН 1996. С. 50-59.

65. Буланов СЛ. Основная дилемма при изучении геоморфологии складчатых орогенов (на примере Памиро-Алайского региона) // Геоморфология на рубеже XXI века. IV Щукинские чтения. М.: Издательство «Географический факультет МГУ», 2000. С. 126-129.

66. Буланов СЛ. Антропогенная составляющая экзогенных процессов в горах Памиро-Апая // Проблемы экологической геоморфологии, Белгород, 2000. С. 112-113.

67. Буланов СЛ. Феномен инверсии складчатых морфоструктур и его возможное объяснение // Краснодар, 2000. С. 190-192.

68. Буланов СЛ. Геоморфологические механизмы: разработка понятийного аппарата и опыт его применения // Геоморфология, 2001, С. 3-13.

69. Буланов СЛ. Формирование горного рельефа Центральной Азии в условиях латерального сжатия // Тезисы на пленум геоморфологической комиссии, Барнаул, 2001, С. 46-47.

70. Буланов С.А. Особенности внутриконтинентального орогенеза (на примере Центрально-азиатского горного пояса) // Геоморфология, 2002, № 4. С. 41-52.

71. Буланов С.А. Рельеф России // Большая Российская энциклопедия. М.: БРЭ, 2004, т. 1. С. 12-22.

72. Булгатов А.Н. КлимукВ.С. Об особенностях строения джидинской зоны каледонид Бурятии // Геотектоника, 1998, № 1. С. 45-55.

73. Булгатов А.Н. Покровные сооружения в южном обрамлении Иркутского амфитеатра // Надвиги и шарьяжи платформенных и складчатых областей Сибири и Дальнего Востока. Иркутск: ИЗК СО АН СССР, 1992. С. 49-50.

74. БурачекА.Р. Геоморфологический очерк Южно-Таджикской депрессии // Труды ТКЭ АН СССР 1932 г., вып. 4. М.-Л., 19346.

75. БурачекА.Р. Золотоносные конгломераты Дарваза // Таджикская комплексная экспедиция 1932 г. JL, 1933.82 .БурачекА.Р. О чётковидных расширениях долины Ях-су (к геоморфологии Таджикистана) // Изв. РГО, т.66, вып. 3, 1934а. С. 414-416.

76. Буртман B.C. Таласо-Ферганский сдвиг (Тянь-Шань). М.: Наука, 1964. 143. с.

77. Буртман B.C. Структурная эволюция палеозойских складчатых систем. М.: Наука, 1976. 164. с.

78. Буртман B.C. Некоторые проблемы палеозойских тектонических реконструкций Центральной Азии // Геотектоника 1999, № 3. С. 103-112.

79. Буртман B.C., Лукьянов А.В., ПейвеА.В., РуженцевС.В. Горизонтальные перемещения по разломами некоторые методы их изучения // Разломы и горизонтальные движения земной коры / Тр. ГИН АН СССР, вып. 80. М.: Изд-во АН СССР, 1963. С. 5-33.

80. Бутвиловский В.В. Катастрофические сбросы вод ледниково-подпрудных озер юго-восточного Алтая и их следы в рельефе // Геоморфология, 1985, № 1. С. 65-74.

81. Быков А.Ф., Биджиев Р.А. Новые данные о покровном строении Патомского нагорья // Докл. АН СССР. 1990. Т. 312. № 2. С. 423-428.

82. Варнакова Г.М., Рототаева О.В. Общие закономерности размещения и поверхностного режима ледников бассейна р. Сурхоб (Памиро-Апай) // МГИ, № 18. М., 1971. С. 123-146.

83. Васильев В.А. Кайнозой Памира. Душанбе, 1966. 221. с.

84. Васильев Е.П. Беличенко В.Г., Резницын Л.З., Соотношение древней и кайнозойской структуры на юго-западном фланге Байкальской рифтовой зоны // Докл. РАН, 1997, Т. 353. № 6. С. 789-792.

85. Васшьковский H.I7. О связи складкообразования с магматической деятельностью // Бюлл. МОИП, отд. геол., т.23, № 4, 1948. С. 3-10.

86. Вебер В.Н. Заметка о юрских отложениях в Восточной Бухаре // Тр. Геол. музея АН СССР, т. 3, вып. 2, 1909.

87. ВегенерА. Возникновение материков и океанов. M.-JL: ГИЗ, 1925. 210. с.

88. Власов В.К., Куликов О.А., Никонов А.А. Первые данные о возрасте ледниковых комплексов Памира по данным PTJI-анализа. анализа // ДАН СССР, 1984, т. 279, № 6. С. 1429-1433.

89. Вонгаз Л.Б. Некоторые закономерности развития подвижного пояса Средней и Высокой Азии // Изв. АН СССР, сер. геол., № 4, 1963. С. 8-23.

90. Воронов П.С. Общий план сдвиговой тектоники Ангарского континента и его геодинамическая природа // 27-й Международный геологический конгресс: Тез. докл. М.: Наука, 1984. Т. IX, вып. 1. С. 295.

91. Воскресенский С.С. Геоморфология СССР. М.: Высшая школа, 1968. 368. с.

92. Воскресенский С.С. Динамическая геоморфология. Формирование склонов. М.: Изд-во МГУ, 1971. 229. с.

93. Воскресенский С.С. Ананьев Г.С. Эволюция эпиплатформенного горного рельефа по данным геоморфологического анализа // Типы гор и механизмы горообразования. Иркутск, 1979. С. 29-30.

94. Воскресенский С.С. Закономерности формирования и строения речных долин // Вестник Московского ун-та, серия 5. География, 1979, 6, С. 57-64.

95. Выркин В.Б. Рельеф и современные экзогенные процессы Ципинской ветви котловин // География и природные ресурсы. Новосибирск: Наука, 1997, № i.e. 92-104.

96. Высоцкий Е.М., Новиков И.С., АгатоваА.Р. Плейстосейстовая область и тектоническая позиция очага Чуйского землетрясения 2003 г. // ДАН, т. 395, №4,2004. С. 499-502.

97. ГалазийГ.И. Богданов В. Т., Голдырев Г.С. Возраст Байкала и осадконакопление в озерной впадине // Байкал природная лаборатория для исследования изменений окружающей среды и климата. Иркутск, 1994, Т. 4. С. 16.

98. Гангнус А.А., КучайВ.К. О связи сейсмодинамических параметров с элементами четвертичной структуры (на примере Гармского района Таджикской ССР) // Геотектоника, 1976, № 3. С. 107-118.

99. Гапеева Г.М. Базальты Тою на // Зап. Всесоюзн. Минерал, об-ва. 1952. Ч. XXXII. № 3. С. 18-24.

100. Гвоздецкий Н.А. Гипсовый карст и пещеры в горах Средней Азии // Пещеры. Пермь, 1978. С. 18-24.

101. Гвоздецкий Н.А. Древнее оледенение Заалайского хребта // Природа, № 6, 1957, 80-83.

102. Гвоздецкий Н.А. Карст // Природа Мира. М.: Мысль 1981. 215. с.

103. Гвоздецкий Н.А., Голубчиков Ю.Н. Горы // Природа Мира. М.: Мысль 1987. 400. с.

104. Географический энциклопедический словарь. Географические названия. 2-е изд., доп. М.: Сов. энциклопедия, 1989. 592. с.

105. Геологический словарь. Т. 1. М.: Госгеолтехиздат. 1955. 402. с.

106. Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Т. 7. Алтае-Саянский и Забайкало-Верхнеамурский регионы. Кн. 2. Забайкало-Верхнеамурский регион. J1.: Недра. 1986.240. с.

107. Геология и сейсмичность района Нурекской ГЭС. Душанбе, 1962. 87. с.

108. Геология СССР. т. 24. Таджикская ССР. ч. 1. Геологическое описание. 1959. 735. с.

109. Геоморфологическая карта СССР м-ба 1:2500000. М.: ГУГК, 1986.

110. Герасимов И.П. Опыт геоморфологической интерпретации общей схемы геологического строения СССР // Проблемы физической географии. М.-Л.: Изд-во АН СССР, 1946. Вып. XII. С. 33-52.

111. Герасимов И.П. Три главных цикла в истории геоморфологического этапа развития Земли // Геоморфология, 1970, № 1. С. 4-14.

112. Герасимов И.П. Предисловие к русскому изданию // Основы геоморфологии /автор Р. Дж. Райе/ М.: Прогресс, 1980. С. 5-14

113. Герасимов И.П. Проблемы глобальной геоморфологии. Современная геоморфология и теория мобилизма в геологической истории Земли. М.: Наука, 1986. 208. с.

114. ГеткерМ.И, КанаевЛА., Муравская Р.В. Опыт регионального картографирования характеристик лавинной опасности // Труды второго всес. совещ. по лавинам. JI.: Гидрометеоиздат, 1987. С. 180-193.

115. Гзовский М.В., Крестников В.Н., Нерсесов И.Л., Рейснер Г.И. Сопоставление тектоники с сейсмичностью Гармского района Таджикской ССР. ч. 1 // Изв. АН СССР, сер. геофиз., 1958, № 8. С. 868-880.

116. ГзовскийМ.В., Крестников В.Н., Нерсесов И.Л., Рейснер Г.И. Сопоставление тектоники с сейсмичностью Гармского района Таджикской ССР. ч. 2 // Изв. АН СССР., сер. геофиз., 1958, № 12. С. 1425-1442.

117. Гзовский М.В., Крестников В.Н., Рейснер Г.И. Методы детального изучения сейсмичности // Тр. Ин-та физики Земли АН СССР, 1960, № 9.

118. Гилярова М.А. Район пестроцветных низкогорий Юго-Западного Таджикистана // Мат-лы ТПЭ, вып. 23, 1936. С. 311-376.

119. ГлазовскийА.Ф. Каменные глетчеры (состояние проблемы) // Криогенные явления высокогорий. Новосибирск, 1978 С. 59-72.

120. Гольдин С.В., Селезнёв B.C., ЕмановА.Ф. Чуйское землетрясение и его афтершоки // ДАН, т. 395, № 4, 2004. С. 534-536.

121. Гоникберг В.Е. Роль сдвиговой тектоники в создании орогенной структуры ранних каледонид юго-восточной Тувы // Геотектоника, 1999, №3. С. 89-102.

122. Горбунов А.П. Мерзлотные явления Тянь-Шаня. М.: Гидрометеоиздат, 1970. 266. с.

123. Горбунов А.П., ТитковС.Н. Каменные глетчеры гор Средней Азии. Якутск, 1989. 164. с.

124. Горелов С.К., Кулмамедин М., КурбаиовМ. Связь рельефа Копетдага с глубинными структурами и сейсмичностью. М.: Наука, 1979. 108. с.

125. Горшков Г.П. Сейсмичность Южного Таджикистана в связи с его тектоникой. JL: ОНТИ, 1935. 56. с.

126. Граве М.К. Пшенин Г.Н. Анализ предакчагыльской гидрографической сети и палеорельефа Средней Азии как основа восстановления палеогеографии региона в плиоцене // Известия АН СССР, серия географическая, 1985, № 3. С. 34-45.

127. ГрачёвА.Ф. Асимметрия Байкальской рифтовой зоны (геофизическое решение геоморфологической проблемы) // Геоморфология и геофизика. Л.: Наука, 1972. С. 95-105.

128. Грачёв А.Ф. Новейший вулканизм, мантийные плюмы и их связь с напряженным состоянием литосферы // Новейшая тектоника, геодинамика и сейсмичность северной Евразии. М., 2000. С. 245-267.

129. Грачёв А.Ф. Области материкового рифтогенеза // Новейшая тектоника, геодинамика и сейсмичность северной Евразии. М., 2000. С. 157-212.

130. Грачёв А.Ф. Вигинский ЕЛ., ЧедияО.К. Орогенические области // Новейшая тектоника, геодинамика и сейсмичность северной Евразии. М., 2000. С. 57-138.

131. Грачёв А.Ф. Девяткин Е.В. Области предрифтового режима // Новейшая тектоника, геодинамика и сейсмичность северной Евразии. М., 2000. С. 139-156.

132. Грачёв А.Ф. Девяткин Е.В., Яковлев Ф.Л. Проблемы внутриплитной тектоники и геодинамики Центральной и Восточной Азии // Новейшая тектоника, геодинамика и сейсмичность северной Евразии. М., 2000. С. 421-437.

133. Гридпев Н.И. Литология кайнозойских моласс Сурхан-Дарьинской депрессии. Изд. Узб. ССР, 1955. 235. с.

134. Гросвальд М.Г. Каменные глетчеры в хребте Восточного Саяна // Природа. 1959. № 2. С. 89-91.

135. Гросвальд М.Г. Развитие рельефа Саяно-Тувинского нагорья. М.: Наука. 1965. 265. с.

136. Губип И.Е. Гармское землетрясение 1941 г. Сталинабад, 1943. 49. с.

137. Губин И.Е. Геологическая граница между Памиром и Алаем. 1940. 140. с.

138. Губип И.Е. Закономерности сейсмических проявлений на территории Таджикистана. М.: Изд-во АН СССР, 1960. 464. с.

139. Губин И.Е. О глубинном строении территории Гармской области // Бюлл. МОИП, отд. геол., т. 30, вып. 4, 1955. С. 25-48.

140. Губин И.Е. Памир как северная часть Пенджабского синтаксиса // Гималайский и альпийский орогенез. М.: Недра, 1964. С. 202-214.

141. Гулевич В.П. Учёт морфологии рельефа при оценке лавинной опасности в горах Прибайкалья // Байкал и горы вокруг него. Иркутск, 1994. С. 46-48.

142. Гусев Г.С. ХаинВ.Е. О соотношениях байкало-витимского, алдано-станового и монголо-охотского террейнов (юг средней Сибири) // Геотектоника, 1995, № 5. С. 68-82.

143. Гусева Т.В. Современные движения земной коры в зоне перехода от Памира к Тянь-Шаню. М., 1986. 170. с.

144. Гусева Т.В., ЛуккАА., Трапезников Ю.А., Шевченко В.И. Геодинамика территории Гармского полигона (Таджикистан) по результатам светодальномерных наблюдений // Геотектоника, 1993, № 3. С. 47-54.

145. Девдариани А.С. Математические основы геоморфологии // Геоморфология. 1971. № 1. С.46-54

146. Девяткин Е.В. Кайнозойские отложения и неотектоника Юго-Восточного Алтая. М.: Наука. 1965. 242. с.

147. Дедков А.П. Климатоморфологическая концепция развития склонов Г. Луиса и Ю. Бюделя // Развитие склонов и выравнивание рельефа. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1974. С. 154-159.

148. Дедков А.П. Геоморфология на пороге нового века: пройденные этапы и современные тенденции // Геоморфология, 2001, № 1. С. 3-9.

149. Дергунов А.Б. Структуры сжатия и растяжения на востоке Алтая в четвертичное время // Геотектоника, 1972. № 3. С. 99-110.

150. Динамическая геоморфология. М.: Изд-во МГУ, 1992. 448. с.

151. Добрецов Г.Л., Добрецова Т.Г. Камптониты Южной Джунгарии и вопросы их генезиса // Зап. Ленинград. Горного ин-та. 1969. Т. LVIII, Вып. 2. С. 73-83.

152. Добрецов Н.Л., БулгатовА.Н. Геодинамическая карта Забайкалья (принципы составления и легенда). Новосибирск: Изд-ние ОИГГМ СО АН СССР. 1991. 52 с.

153. Додонов А.Е. Четвертичный период Средней Азии // Тр. ГИН РАН, М. 2002, вып. 546, С. 250.

154. Дэвис В.М. Геоморфологические очерки. М.: Изд-во иностр. лит., 1962. 456. с.

155. Ермилин В.И., Чигарёв В.Н. Вековые тектонические ритмы Памиро-Алая // ДАН СССР, 1979, т. 249, № 2. С. 422-124.

156. Ермилин В.И., Чигарёв Н.В. Горообразование и сейсмичность Памиро-Алая. М.: Наука, 1981. 126. с.

157. Ермилин В.И., Чигарёв Н.В. К вопросу о перестройке долины р. Вахш // Геоморфология, 1974, № 3.

158. Ермилии В.И., Чигарёв Н.В. Скорость и амплитуда поднятия хребта Петра Первого (Памиро-Алай) в голоцене // Теоретические и прикладные вопросы географии. М.: МГУ, 1971.

159. Ерофеев B.C. Геологическая история южной периферии Алтая в палеогене и неогене. Алма-Ата: Наука, 1969. 166. с.

160. Ефремов Ю.К. О месте геоморфологии в круге естественных наук // Вопр. геогр. 1950. Вып. 21. С. 17-25

161. ЖаоХ., КлимукВ.С. Раннемеловая геодинамика Забайкалья: палеомагнитный аспект// ДАН, 2003, Том 393, номер 4, С. 515-521.

162. Забиров Р.Д. Оледенение Памира. М.: Географгиз, 1955. 372. с.

163. Заморуев В.В Каменные глетчеры в хребте Хамар-Дабан // Изв. ВГО. 1965. Т. 97. Вып. 1. С 80-81.

164. Запрягаева В.И. Очерк древесной и кустарниковой растительности хребта Петра Первого // Тр. Таджикистанской базы АН СССР, т. 23. M.-JI., 1954. 82. с.

165. Зарудный Н.Н., Резаное И.А. Ярусы рельефа и реликты древних поверхностей выравнивания Алтая // Докл. АН СССР, 1968, т. 179, № 2.

166. Захаров С.А. О соотношении Таджикской депрессии и Гиссарского хребта // Изв. Отд. естеств. наук АН Тадж. ССР, № 9, 1955.

167. Захаров С.А. О широтных сдвигах в южных предгорьях Гиссарского хребта//Сообщ. ТФАНСССР, вып. 5, 1948. С. 3-5.

168. Захаров С А. Страто структуры мезозой-кайнозоя Таджикской депрессии. Сталинабад, 1958. 228. с.

169. Захаров С.А. О характерных чертах неотектоники Таджикской депрессии // Неотектоника и сейсмотектоника Таджикистана. Душанбе, 1969.

170. Захаров С.А. Развитие тектонических представлений в Таджикистане и гипотеза зонного тектогенеза. Душанбе: До ниш, 1970. 306. с.

171. Захаров С.А. Генезис покровной складчатости. Душанбе: Дониш, 1979. 186. с.

172. Захаров С.А. О природе Памиро-Пенджабского синтаксиса // Международный геологический конгресс, XXVI сессия: Докл. советских геологов: Тектоника. Геология альпид тетисного происхождения. М.: Наука, 1980. С. 198-206.

173. ЗдорикБ.М. Таджикистанский фосфоритоносный комплекс // Удобрения и урожай, № 6, 1930. С. 20-25.

174. Зенкович В.П. Морфология и динамика морских берегов. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 312. с.

175. Золотарёв А.Г. Типы переходного рельефа горных стран // Типы гор и механизмы горообразования. Иркутск, 1979. С. 86-90.

176. Золотарёв А.Г. Главные особенности морфоструктуры, осадконакопления и россыпеобразования в северной части Байкальской горной области // Байкал и горы вокруг него. Иркутск, 1994. С. 11-13.

177. Золотарская С.Б. Никитенко Ю.П., Уфимцев Г.Ф. Современные вертикальные движения земной коры: Восточная Сибирь и Дальний Восток // Процессы формирования рельефа Сибири, Новосибирск: Наука, 1987. С. 6-19.

178. Зоненшайн Л.П. Савостин Л.А. Введение в геодинамику. М.: Наука, 1979.310. с.

179. Зоненшайн Л.П. Структура Байкальского рифта // Геотектоника, 1992, 5, С. 63-77.

180. Зорин Ю.А Флоренсов Н.А. К геодинамике новейших поднятий Центральной Азии // Типы гор и механизмы горообразования. Иркутск, 1979. С. 59-60.

181. Зорин Ю.А., КорделлЛ. Растяжение земной коры в Байкальской рифтовой зоне по гравиметрическим данным // Физика Земли. 1991. № 5. С. 3-11.

182. Зубцов С.Е Новая интерпретация коллизионных деформаций в герцинидах Южного Тянь-Шаня // Геотектоника, 1998, № 5. С. 61-75.

183. Иванов А.Д. Эоловые пески западного Забайкалья и Прибайкалья. Улан-Удэ, 1966. 229 с.

184. Ивановский Л.Н. Эквиплены и эквипленизация в горах Южной Сибири // География и природные ресурсы, Новосибирск 1997, 1, С. 33-39.

185. Ивановский Л.Н. Парагенезис и парагенез горного рельефа юга Сибири. Иркутск: Изд-во Института географии СО РАН, 2001. 142. с.

186. Кадастр лавин СССР. Средняя Азия и Казахстан. Том 14. Средняя Азия, вып. 3. Аму-Дарья. JL: Гидрометеоиздат, 1985, 266. с.

187. Калецкая М.С. Развитие рельефа Северо-Восточного Алтая // Тр. Ин-та геогр. АН СССР,. 1948, вып. 39.

188. Каталог ледников СССР.Т. 14. Средняя Азия, вып. 3. Аму-Дарья, ч. 6. Бассейн р. Сурхоб между устьями рек Обихингоу и Муксу. М.: Гидрометеоиздат, 1975. 83. с.

189. Каталог ледников СССР. Т. 14. Средняя Азия. Вып. 3. Аму-Дарья, ч. 9. Бассейн р. Обихингоу. М.: Гидрометеоиздат, 1978. 110. с.

190. Кеммерих А.О. Гидрография Памира и Памиро-Алая. М.: Мысль, 1978. 264. с.

191. Кеммерих А.О. Орогляциогидрологическое районирование Памира и Гиссаро-Алая // МГИ, вып. 42, М, 1982. С. 83-89.

192. Кеммерих А.О., Мусоев 3. Закономерности высотной поясности максимального стока рек Таджикистана // МГИ, вып. 55. М., 1986. С. 166170.

193. Кинг Л. Морфология Земли. М.: Прогресс, 1967. 559. с.

194. Климова А.И. Молодые разрывные нарушения аллохтонной части Вахшского надвига // Изв. АН Тадж. ССР, отд. физ.-мат., хим. и геол. наук, №4 (94), 1984. С. 95-100.

195. КовшарьА.Ф. Аксу-Джабаглы. Путеводитель по заповеднику. Алма-Ата: Изд-во АН Каз. ССР, 1963.

196. КондурВ.П., Коробка B.C., Ячмеиников В.М., Кислякова Т.А. Особенности геологического строения Бабатага в связи с оценкой перспектив нефтегазоносности // Докл. АН ТаджССР. 1986. Т. XXIX, № 12. С. 751-754.

197. Конопальцев И.М. Движения земной коры на Гармском полигоне по измерениям 1948-1970 гг. // Геотектоника, № 5, 1971. С. 111-116.

198. Конопальцев И.М., Давлатов Н., Медведев В.Г. Работы по изучению движений земной коры // Изв. ВУЗов. Геодезия и аэрофотосъёмка, 1974, № 2.

199. Конопальцев И.М., Медведев В.Г., Давлатов Н. Горизонтальные движения земной коры на Гармском геодинамическом полигоне по измерениям 1968-1971 г. г // Современные движения земной коры, № 5. Тарту, 1973, 198-204.

200. KonnM.JI. Горизонтальное выдавливание при сжатии орогенических поясов // Бюлл. МОИП, отд. геол., 1985, т. 56, вып. 2. С. 14-18.

201. КоппМ.Л. Структуры латерального выжимания в Альпийско-Гималайском коллизионном поясе. М.: Научный мир, 1997. 314. с.

202. Корженевский Н.Л. Геоморфология и оледенение Памиро-Алая. Ташкент: Фан, 1979. 175. с.

203. Коржу ев С.С. Глобальная геоморфология и современный мобил изм // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1985. № 6. С. 43-50.

204. Коржуев С.С., Тимофеев Д.А. О геоморфологической терминологии // Вопр. Геогр. 1959. Вып. 46. М.:, С. 142-156

205. Короновский Н.В., Ломизе М.Г. Глубинные разломы и тектоника плит // Тектоника неогея: общие и региональные аспекты. М.: ГЕОС 2001, Том 1. С. 310-314.

206. Костенко Н.П. Главнейшие черты неотектоники Гиссаро-Алая, Памира и Таджикской депрессии // Тр. учёных геолог, фак. МГУ к XXI Геолог, конгр. М., 1961. С. 111-141.

207. Котляков В.М., КренкеА.Н., Гросвальд М.Г. Новый взгляд на современное и древнее оледенение Памира и Гиссаро-Алая // Изв. АН СССР. Сер. геогр., 1978, № 5. С. 5-13.

208. Краус Е. О характере новейших движений в Альпах // Живая тектоника. М.: Изд-во иностр. лит-ры, 1957. С. 141-179.

209. Крестников В.Н. История развития колебательных движений земной коры Памира и сопредельных частей Азии. М.: Изд-во АН СССР, 1962. 179. с.

210. Кропоткин П.Н. Напряженное состояние земной коры и тектонические разломы // Разломы земной коры. М.: Наука, 1977. С. 20-29

211. Крячкова Р.В. Голоцен-современная тектоника морфоструктуры Кодар-Удоканского региона // Байкал и горы вокруг него. Иркутск, 1994. С. 26-28.

212. Кулагин В.К., КулагинаМ.В. Рельеф поверхности и мощность базальтового слоя на территории Таджикистана // Изв. АН Тадж. ССР. Отд. физ.-мат, и геол.-хим. наук, 1977, № 1 (63). С. 103-107.

213. Кулагин В.К, Кулагина М.В., Топор Е.Г. О глубинном строении зон сочленения Таджикской депрессии с Южным Тянь-Шанем и Памиром // Вопросы сейсмического районирования территории Таджикистана. Душанбе: Дониш, 1976. С. 84-107.

214. Куликов О.А., Малаева Е.М., Симонов Ю.Г. Основные этапы развития природы в южном Забайкалье в плейстоцене и особенности рельефообразования // Байкал и горы вокруг него. Иркутск, 1994. С. 76-78.

215. КухтиковММ. О так называемой геологической границе между Памиром и Алаем Тянь-Шанем // Уч. зап. Тадж. гос. ун-та, т. У1, вып. 1, 1955. С. 5-12.

216. Кучай В.К О возможном механизме Среднеазиатского орогена // ДАН Тадж. ССР, 1971, т. 14, № 11, с 28-31.

217. Кучай В.К О возрасте верхнего яруса рельефа зоны сближения Памира и Тянь-Шаня // ДАН Тадж. ССР, 1977, т. 20, № 11. С. 37-39.

218. Кучай В.К. Поле тектонических напряжений, поверхность свободной мантии, сейсмичность и орогенез // Геофизические поля и сейсмичность. М.: Наука, 1975. С. 144-155.

219. Кучай В.К. Современный орогенез, его типы и геодинамика // Типы гор и механизмы горообразования. Иркутск, 1979. С. 45-47.

220. Кучай В.К. Современная динамика Земли и орогенез Памиро-Тянь-Шаня. М.: Наука, 1983. 208. с.

221. Кучай В.К, Гусева Т.В., Улашина С.А. К геодинамике разломов // Изв. АН СССР. Сер. геол., 1981, № 8. С. 45-56.

222. Кучай В.К, ПевневА.К, Гусева Т.В. Деформации приповерхностных частей земной коры по данным геодезических измерений (на примере зоны перехода от Памира к Тянь-Шаню) // Изв. АН СССР. Физика Земли, 1979, № 8. С. 36-44.

223. Кучай В.К, ПевневА.К, Гусева Т.В. О характере современных тектонических движений в зоне Вахшского надвига // ДАН СССР, 1978, т. 240, № 3. С. 673-676.

224. Ланге КО., Пилении Г.Н. Закономерности стадиального развития орогенных систем в фанерозое // Типы гор и механизмы горообразования. М., 1979. С. 27.

225. Ласточкин А.Н. Морфодинамический анализ. JL: Недра, 1987. 256. с.

226. Леей КГ., Бабушкин С.М., Бадардинов А.А. и др. Активная тектоника Байкала// Геология и геофизика. 1995. № 10. С. 154-163.

227. Леонов А.В. Новейший вулканизм Северного Тянь-Шаня // Вулканические и вулканоплутонические формации. Т. II. М.: Наука, 1966. С. 119-126.

228. Леонов Н.Н. Тектоника и сейсмичность Памиро-Алайской зоны. М.: Изд-во АН СССР, 1961. 164. с.

229. Леонтьев O.K., Рычагов Г.И. Общая геоморфология. М.: Высш. школа, 1979. 287. с.

230. Лилиенберг ДА., Орлянкин В.Н. Дискуссия о содержании геоморфологии // Количественные методы в геоморфологии. М.: Географгиз, 1963. С. 168-169.

231. Липский В.И. Хребет Петра Первого и его ледники // Изв. РГО, т. 34, вып. 3, 1898. С. 291-316.

232. Литосфера Тянь-Шаня. М.: Наука, 1986. С. 157.

233. Личков Б.Л. О механизме горизонтальных движений земной коры // Природа, 1930, № 1. С. 58-78.

234. Личков Б.Л. Денудационные поверхности и структуры в горных возвышенностях Таджикистана // Сообщ. Тадж. ФАН СССР. 1948. Вып. 8. С. 137-138.

235. Лобковский Л.И. Геомеханика зон спрединга и субдукции океанической литосферы. М.: Наука, 1988. 111. с.

236. Лозиев В.П., Махмудов М. Гравитационные складки в юго-западном Таджикистане // Проблемы нефтегазоносности Таджикистана, 4. Тр. ВНИГНИ, вып. 133. Душанбе: Дониш, 1972.

237. ЛомоносовМ.В. О слоях земных. М.-Л.: Госгеолиздат, 1949. 140. с.

238. Лоскутов В.В. Геоморфология // Атлас Таджикской ССР. Душанбе-Москва: ГУГК, 1968. С. 38-39.

239. ЛоскутовЮ.И., Филатов В.Ф. К вопросу о содержании геоморфологии и объекте её исследования // Геоморфология. 1978. № 1. с. 72

240. Лузгин Б.Н. Водораздельные пространства предалтайской равнины // Геоморфология, 2001, № 1. С. 60-67.

241. Лукина Н.В. Рельеф горного пояса юга СССР как индикатор новейших вертикальных и горизонтальных движений // Геодинамика внутриконтинентальных горных областей. М.: Наука, 1990. С. 84-90.

242. ЛуккАА., ВинникЛ.П. Тектоническая интерпретация глубинной структуры Памира // Геотектоника, 1975, № 5. С. 73-80.

243. ЛуккАА., Нерсесов И.Л., ПевневА.К, Юнга С.Л. Современные движения западной части хребта Петра Первого по геодезическим и сейсмологическим данным // Изв. АН СССР. Физика Земли, 1980, № 5. С. 32-41.

244. ЛуккАА., Шевченко В.И. Геодинамика района Гармского полигона (Таджикистан) и сближение плит литосферы // Тез. докл. на 7 Междунар. симп. по соврем, движениям зем. коры. Таллинн, 1986. С. 85.

245. ЛуккАА., Шевченко В.И. Напряжённо-деформированное состояние верхней части земной коры Гармского полигона (Таджикистан) // ДАН СССР, 1989, т. 306, № 2. С. 317-321.

246. ЛуккАА., ЮнгаС.Л. Сейсмотектоническая деформация Гармского района// Изв. АН СССР, Физика Земли, 1979, № 10. С. 24-43.

247. ЛуккА.А., Шевченко В.И. Особенности сейсмотектонического деформирования земной коры осевой части Таджикской депрессии // ДАН, 2003, Том 393, номер 4, С. 536-540.

248. Лысков Л.М. Геоморфология и новейшая тектоника района верхнего Вахта // Неотектоника и сейсмотектоника Таджикистана. Душанбе: Дониш, 1969. С. 62-96.

249. Ляйелъ Ч. Основные начала геологии. М., 1866. 462. с.

250. Макаров С.А. Сплывы Прибайкалья // География и природные ресурсы, 1995, № 1.С. 78-84.

251. Макарова Н.В. Морфологические типы орогенов как показатели геодинамических условий их формирования и развития // Геоморфология, 2000, № 1.С. 14-26.

252. Маккавеев Н.И. Регрессивные переформирования речных островов // Метеорология и гидрология, 1948, № 1. С. 44-50.

253. Маккавеев НИ. К вопросу о процессах формирования речных систем // Материалы ко второму съезду Географического общества СССР.М.: Изд-во АН СССР, 1954. С. 180-183.

254. Маккавеев Н.И. Русло реки и эрозия в её бассейне. М.: Изд-во АН СССР, 1955. 346. с.

255. Максимов Е.В. Историческая география горных озёр Средней Азии // СПб, Изд-во С.-Петербургского университета. 1992. 304. с.

256. Малых А.В. Сравнительный анализ и генезис складчатых структур восточной части иркутского амфитеатра // Геотектоника, 1997, № 2. С. 2838.

257. Мамытов A.M. Почвы гор Средней Азии и Южного Казахстана. Фрунзе: Илим, 1987. 309. с.

258. Мандельштам A.M. Материалы к историко-географическому обзору Памира и припамирских областей с древнейших времён до X в. н. э. // Тр. АНТадас. ССР, т. 53, 1957.181. с.

259. Марков К.К. История рельефа и оледенения Памира. M.-JI.: Изд-во АН СССР, 1935. 251. с.

260. Марков К.К. Основные проблемы геоморфологии. М.: Географгиз, 1948. 344. с.

261. Марковский А.П. О взаимоотношении Памира и Тянь-Шаня // Научные итоги Таджикско-Памирской экспедиции АН CCCP.M.-JI.: Изд-во АН СССР, 1936. С. 156-158.

262. Марковский А.П. О некоторой закономерности распределения тектонических элементов Памиро-Алая // Тр. ТКЭ АН СССР 1932 г., вып.2. Л., 1934. С. 24-30.

263. МароваН.А. Новые данные о морфологии Байкальской рифтовой впадины // Геоморфология, 1981, № 2, с. 75-83.

264. МаруашвилиЛ.И. Долинное выравнивание воздымающихся горных систем на примере Кавказа // Геоморфология. 1975. № 4. С. 12-21.

265. Марченко С.С. Криолитозона Северного Тянь-Шаня: прошлое, настоящее, будущее. Якутск, 2003. 106. с.

266. Масарский Н.И. Рейсиер Г.И. Новейшие тектонические движения и сейсмичность Западного Саяна и Тувы. М.: Наука, 1971. 154. с.

267. МацВ.Д. Кульчицкий А А. Свидетельства новейшей тектоники в Байкальской рифтовой зоне // Байкал и горы вокруг него. Иркутск, 1994. С. 23-25.

268. МацВ.Д. Маломорская структура (Байкальская впадина) как модель ранних этапов формирования континентального рифта // Байкал и горы вокруг него. Иркутск, 1994. С. 32-34.

269. Мельников В.П., Спесивцев В.И. Криогенные образования в литосфере Земли. Новосибирск: НИЦ ОИГГМ СО РАН, Изд-во СО РАН, 2000. 343. с.

270. Методика мерзлотной съемки. М., Изд-во МГУ, 1979,358 с.

271. Мещеряков ЮЛ. Основные элементы морфоструктуры Земли и проблемы их происхождения // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1957. № 4. С. 3— 12.

272. Мшановский Е.Е., Хаин В.Е. Основные черты современного рельефа земной поверхности и неотектоника. I. Типы мегарельефа материковых массивов // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1956. Т. 31. Вып. 3. С. 3-36

273. Мшановский Е.Е., Хаин В.Е. Основные черты современного рельефа земной поверхности и неотектоника. II. Типы мегарельефа переходных областей и океанов // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1956. Т. 31. Вып. 4. С. 3-27

274. Миясиро А., Али К, ШенгерА. Орогенез. М.: Мир, 1985. 288. с.

275. Морфоструктура и морфоскулыпура гор и общие закономерности строения рельефа СССР. М.: Наука, 1986. 193. с.

276. Моссаковский А.А. Руженцев С.В., СамыгинС.Г., Центрально-азиатский складчатый пояс: геодинамическая эволюция и история формирования // Геотектоника, 1993, № 6. С. 3-32.

277. Муратов В.М. Современное и древнее оледенения в бассейне верхнего Сурхоба//Землеведение, т. УШ.М.: Изд-во МГУ, 1969. С. 159-164.

278. Мухина JI.K Витимское плоскогорье. Улан-Удэ, 1965. 135. с.

279. Мушкетов Д.И. О связи Тянь-Шаня с Памиро-Апаем // Материалы по общей и прикладной геологии, вып 10, 1919. С. 56-61.

280. Мушкетов Д.И. Региональная геотектоника. М.; JL: ОНТИ, 1935. 528. с.

281. НагибинаМ.С. Впадины и прогибы Восточно-Азиатской группы и их положение в систематике тектонических форм // Проблемы региональной тектоники Евразии. Труды ГИН, вып. 92. М.: 1963. С. 322-358.

282. Нагибина М.С. Молчанова Т.В. О структурном положении мезозойских гранитов в Монголо-Охотской зоне // Докл. АН СССР, 1961, 136, № 2. С. 456-460.

283. Нагорья Прибайкалья и Забайкалья // История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока. М.: Наука, 1974, 360. с.

284. Наливкин Д.В. Очерк геологии Туркестана. Ташкент-М.: Туркпечать, 1926. 184. с.

285. Нерсесов И.Л., Бокопепко Л.И., Передермi В.П. Изучение деформационных процессов на Гармском полигоне // Экспериментальная сейсмология. М.: Наука, 1983. С. 75-88.

286. Немчинов В.Г. Савинова В.В. О перестройках речной сети в верховьях Оки, Иркута и Китоя в Восточном Саяне // Байкал и горы вокруг него. Иркутск, 1994,. С. 56-57.

287. Нерсесов И.Л., Латынина Л.А., ЖариновН.А., Кармелёва Р.М., Садовский A.M. Некоторые результаты измерения деформаций земной коры на Гармском полигоне // Поиски предвестников землетрясений на прогностических полигонах. М.: Наука, 1974. С. 70-74.

288. Нерсесов И.Л., ЛуккА.А., Юнга С.Л. Кусковатость и напряжённо-деформированное состояние земной коры Гармского района // ДАН СССР, 1988, т. 299, № 1.С. 94-98.

289. Нерсесов И.Л., Сковородкин Ю.П., Гусева Т.В. Результаты комплексных исследований на Гармском геодинамическом полигоне // Изв. АН СССР, Физика Земли, 1979, № 5. С. 47-55.

290. Несмеянов С.А. Голоценовые террасы подпруживания в Таджикистане // ДАН СССР, 1984, т. 274, № 2. С. 395-398.

291. Николаев В.В. Семёнов P.M. Вулканогенный рельеф токинского Становика (юг Алданского щита) // Региональная неотектоника Сибири, Новосибирск: Наука, 1983. С. 68-77.

292. Николаев Н.И. Неотектоника и её выражение в структуре и рельефе территории СССР. (Вопросы региональной и теоретической неотектоники). М., Госгеолтехиздат, 1962. 462. с.

293. Николаев Н.И. О содержании и основных задачах геоморфологии // Геоморфология. 1976. № 4. С. 23-34

294. Никонов А.А. Определение скорости врезания рек // Геоморфология, 1973, № 1.С. 24-30.

295. Никонов А.А. Голоценовые и современные движения земной коры. М.: Наука, 1977. 240. с.

296. Никонов АЛ. О возрасте последнего оледенения в горах Средней Азии // Развитие природы территории СССР в позднем плейстоцене и голоцене. М.: Наука, 1982. С. 94-98.

297. НиконовА.А. Об абсолютном возрасте последнего оледенения в горах Средней Азии // Основные черты развития природы территории СССР в позднем плейстоцене и голоцене. М.: Наука, 1982. С. 54-58.

298. Никонов А.А., ВаковА.В., Веселое И.А. Сейсмотектоника и землетрясения зоны сближения Памира и Тянь-Шаня. М.: Наука, 1983. 240. с.

299. НиконовА.А., ВеселоеИ.А., ВаковА.В. Деформации древних каналов как признак сейсмотектонических подвижек вдоль крупных зон разломов по северному ограничению Памира // Прогноз сейсмических воздействий. М.: Наука, 1984. С. 137-147.

300. Никонов А.А., Шебалина Т.Ю. Лихенометрический метод датирования сейсмодислокаций. М., 1986. 185. с.

301. НиконовА.А. Оледенение гор юга территории СССР, Памир // Четвертичные оледенения на территории СССР.М.: Наука, 1987. С. 80-84.

302. НиконовА.А. Реконструкция основных параметров древних сильных землетрясений Средней Азии на основе палеосейсмологического метода // Вопр. инж. сейсмол. М., 1987, № 28. С. 72-91.

303. Никонов АЛ., ПахомовММ., СулержицкийЛ.Д. Опорный разрез позднего плейстоцена и голоцена в горах юга Средней Азии // ДАН СССР., 1988, т. 298, № 4. С. 944-948.

304. Никонов А.А. Сравнительная неотектоника Памира и Тянь-Шаня // Геодинамика внутриконтинентальных горных областей. М.: Наука, 1990. С. 37-45.

305. Новейший этап геологического развития территории Таджикистана. Душанбе, 1962.310. с.

306. Новиков И.С. Морфотектоника зоны перехода от Алтая к Зайсанской впадине // Геоморфология, 2000, № 2. С. 68-76.

307. Новиков В.Н., Жукова ГЛ., Буланов СЛ. Геоэкологические исследования при разведке и освоении россыпей // Инф. бюллетень: Геоэкологические исследования и охрана недр, вып 4. М.: МГП "Геоинформмарк". 1992, 57. с.

308. НурмагамбетовА., СадыковА., ТимушА.В. и др. Зайсанское землетрясение 14 июня 1990 г // Землетрясения в СССР в 1990 году. М.: ОИФЗ РАН, 1996. С. 54-60.

309. Обручев ВЛ. 1948. Основные черты кинетики и пластики неотектоники // Изв. АН СССР, серия геол., № 5.

310. ОбуэнЖ. Геосинклинали. Проблемы происхождения и развития. М.: Мир, 1967. 304. с.

311. Ожегов С.И. Словарь русского языка. М.: Советская энциклопедия, 1968. 900. с.

312. Окладников А.П., РацекВ.И. Следы древней культуры в пещерах Тянь-Шаня // Изв. ВГО, 1954, т. 86, вып. 4.

313. Оллиер К. Тектоника и рельеф. М.: Недра, 1984. 460. с.

314. Олюнин В.Н. Происхождение рельефа возрождённых гор. М.: Наука, 1978. 274. с.

315. Осадчий С.С. К проблеме механизма горообразования и рифтообразования на юге Восточной Сибири // Типы гор и механизмы горообразования. Иркутск, 1979. С. 90-96.

316. Ошанин В.Ф. Каратегин и Дарваз // Изв. РГО, т. 17, 1881. С. 25-46.

317. Панюшкин А.И. Рост гранитоидных интрузий в юго-западном Прииссыккулье // Геоморфология, 1986, № 2. С. 77-84.

318. Певнев А.К., Гусева Т.В., Никифорова О.Д. О нестационарном характере вертикальных смещений земной поверхности на Гармском геодинамическом полигоне // Современные движения земной коры, № 5. Тарту, 1973. С. 190-197.

319. ПевневА.К., Гусева Т.В., Одинёв Н.Н. Сапрыкин Г.В. Закономерности деформаций земной коры в зоне сочленения Памира и Тянь-Шаня // Современные движения земной коры. Новосибирск: Наука, 1978. С. 86-92.

320. ПевневА.К, Одинёв Н.Н., Гусева Т.В., Давыденко ЮА., Белокопытов В.А., Баранова С.М. О движениях земной коры на территории Гармского геодинамического полигона // Современные движения земной коры. Теория, методы, прогноз. М.: Наука, 1980. С. 179184.

321. ПевневА.К, Финько Е.А., ШатскийВ.Н., Энман В.Б. Многолетние геодезические наблюдения на Гармском полигоне и их геолого-геоморфологическая интерпретация // Современные движения земной коры, № 4. Изд-во ВИНИТИ, 1968.

322. ПенкВ. Морфологический анализ. М.: Гос. изд. геогр. лит., 1961. 359. с.

323. Переслегина Р.Е. Количественная оценка плоскостного поверхностного сноса методом избыточной поверхностной концентрации обломочного материала // Геоморфология. 1986. № 1. С. 95-100.

324. Переслегина Р.Е. Исследование плоскостного поверхностного сноса в районе юго-западного побережья оз. Иссык-Куль // Геоморфология. 1990. № 3. С. 90-99.

325. ПеткевичМ.В. О зональности рельефа и рельефообразующих процессов в высокогорье юго-восточного Алтая // Проблемы геоморфологии и неотектоники орогенных областей Сибири и Дальнего Востока, Новосибирск: Наука, 1968. С. 75-81.

326. Петрушевский Б А. Палеогеография и тектоника Афганистана и Таджикистана // Тр. Ин-та геол. наук АН СССР, вып. 8 сер. геол., № 3, 1940. 68. с.

327. Петрушевский Б А. Урало-Сибирская эпигерцинская платформа и Тянь-Шань. АН СССР, 1955. 552. с.

328. Пиотровский М.В. Проблемы формирования педиментов // Проблемы поверхностей выравнивания. М., "Наука", 1964. С. 48-52.

329. Пирс У. Процесс срыва // Структурная геология и тектоника плит. М.: Мир 1991, Т. 2. С. 219-226.

330. Плешанов С.П., РомазинаАА. Основные этапы формирования рельефа Приольхонья // Геоморфология, 1975,4, С. 85-89.

331. ПоповА.И. Мерзлотные явления в земной коре (криолитология). М.: Изд-во МГУ, 1967. 302. с.

332. ПоповА.И. Альбом криогенных образований в земной коре и рельефе. М., Изд-во МГУ, 1973, 56 с.

333. Попов В.И. История депрессий и поднятий западного Тянь-Шаня. Ташкент: Изд-во Ком. наук, 1938. 415. с.

334. Попов В.И. Структуры «конского хвоста» в тектонике Западного Тянь-Шаня. Ташкент, 1939. 128. с.

335. Попов В.И. Кайнозойские молассы Средней Азии и новейший орогенез // Гималайский и альпийский орогенез. М.: Недра, 1964. С. 187-190.

336. Попов В.И., Гинзбург B.JI. Арганкунское землетрясение 1934 г. (Таджикистан) // Тр. Ташк. ун-та, вып. 371, 1970. С. 25-36.

337. Попов И.П., Таль-Вирский Б.Б., Попов В.И. Трансазиатский рифтовый пояс Наливкина. Ташкент, Фан. 1978. 167. с.

338. Почвы Таджикистана. Эрозия почв и борьба с ней. Душанбе: Таджикгосиздат, 1963. 184. с.

339. Пулышков В.Н. Позднеплейстоценовый и голоценовый этапы в истории долины р. Обихингоу (участок верхнего течения) // Материалы 4-й конф. мол. учёных. Геология. М., 1979. С. 189-190.

340. Пугцаровский Ю.М. Введение в тектонику Тихоокеанского сегмента Земли. М.: Наука, 1972. 222. с.

341. Пугцаровский Ю.М. Нелинейная геодинамика // Геотектоника, 1993, № 1.С. 3-6.

342. Пшенин Г.Н. Развитие рельефа фронтальных частей новейших надвигов горного обрамления Ферганы // Геоморфология, 1973, № 2. С. 50-59.

343. Пилении Г.Н. О древности рельефа горной Ферганы // Геоморфология, 1982, № 1.С. 80-89.

344. Пиленин Г.Н. Древний карстовый рельеф горной Ферганы и некоторые вопросы палеоморфоструюурного анализа горных стран // Геоморфология, 1986, №4. С. 78-87.

345. Пилении Г.Н., Переслегина Р.Е. Структурный бедленд условия его возникновения и развития // Геоморфология, 1993, № 3. С. 92-99.

346. Пшенин Г.Н. Эволюция и механизмы развития орогенных морфоструктур Тянь-Шаня и Памиро-Алая // В кн.: Развитие рельефа и динамика литосферы. М.: Наука, 1994. С. 129-157.

347. Равнины и горы Средней Азии и Казахстана. Геоморфология СССР. М.: Наука, 1975. 264. с.

348. Разрез новейших отложении Алтая (стратиграфия и палеогеография Приобского плато Подгорной равнины и Горного Алтая). Под ред. К.К. Маркова. М.: Изд-во МГУ, 1978. 208. с.

349. Раковец О.А. Новейшая тектоника Алтае-Саянской области // Региональная неотектоника Сибири, Новосибирск: Наука, 1983. С. 44-50.

350. Ранцман Е.Я. Геоморфология и сейсмичность долины р. Сурхоб // ДАН СССР, 1959, т. 124, № 1. С. 171-174.

351. Ранцман Е.Я. К вопросу о несовпадении альпийских и неотектонических структур в Заалайском хребте // Изв. АН СССР, сер. геогр., 1958, № 2. С. 73-80.

352. Ранцман Е.Я. Некоторые вопросы геоморфологии Гармского района Таджикистана в связи с его сейсмичностью // Изв. АН СССР. Сер. геогр., 1960, № 5. С. 82-87.

353. Рассказов С.В. Логачев Н.А., Иванов А.В. Корреляция позднекайнозойских тектонических и магматических событий в байкальской рифтовой системе с событиями на юго-востоке евразиатской плиты // Геотектоника, 1998, № 4. С. 25-40.

354. Pacmeopoea В.А. Изучение молодых тектонических движений в сейсмоактивных районах // Изв. ВУЗов. Геология и разведка, 1985, № 12. С. 21-26.

355. Резвой Д.П. Несколько замечаний о молодом разломе в моренах хребта Петра Первого // Геол. сб. Львовского геол. об-ва, № 2-3, 1956. С. 318-319.

356. Резвой Д.П. Тектоника восточной части Туркестано-Алайской горной системы. Изд. Львовского ун-та, 1959. 370. с.

357. Рейснер Г.И. Зона четвертичных депрессий в области сочленения Памира и Тянь-Шаня // Сов. геология, 1963, № 10. С. 104-109.

358. Рейснер Г.И., Розанов М.В. К вопросу о мезозойском рельефе Западной Тувы // Геоморфология, 1972, № 2. С.86-91.

359. Рогожин Е.А., Леонтьев А.Н. Зайсанское землетрясение 1990 г.: деформации на поверхности и тектоническая позиция очага // Физика Земли. 1992. №9. С. 3-15.

360. Рогожин ЕА. Складчатость южного Тянь-Шаня // Геотектоника, 1993, № 1. С. 57-67.

361. Розанов Л.Л. Технолитоморфная трансформация окружающей среды. М.: Изд-во НЦ ЭНАС, 2001. 184. с.

362. Розенберг Л.И. Палеоген-неогеновые денудационные процессы и рельеф Горного Алтая // Геоморфология, 1977, № 1. С. 77-81.

363. Розенберг Л.И. О времени образования горного Алтая // Геоморфология, 1978, № 1. С. 75-84.

364. Рототаев К.П. Наступание ледника Дидаль на Памире // МГИ, вып. 24. М., 1974. С. 188-189.

365. Руженг{ев С.В. Особенности структуры и механизм образования сорванных покровов // Тр. ГИН АН СССР, вып. 223. М.: Наука, 1971. 136. с.

366. Ружич В.В. О современной периодичности и триггерных механизмах сейсмотектонической деструкции земной коры в Прибайкалье // Байкал и горы вокруг него. Иркутск, 1994. С. 37-39.

367. Рыжов Ю.В. Овражная эрозия в Баргузинской котловине // География и природные ресурсы, 1994, № 1. С. 83-88.

368. Салоп Л.И. Геология Байкальской горной области. М.: Недра 1967, Т. 2, 515. с.

369. Сапов О.П. Механизм складчатого процесса и горообразования в складчатых областях // Типы гор и механизмы горообразования. Иркутск, 1979. С. 51-52.

370. Сапов О.П. Трансверсальные структуры земной коры (на примере зоны сочленения Памира и Тянь-Шаня) // Изв. АН Тадж. ССР, отд. физ.-мат., хим. и геол. наук., 1984, № 1. С. 46-52.

371. Сваричевская ЗА. Геоморфология Казахстана и Средней Азии. JI., Изд-во Ленинградского ун-та, 1965. 296. с.

372. Сваричевская ЗА. Горообразование, его причины и основы классификации гор // Типы гор и механизмы горообразования. Иркутск, 1979. С. 22-26.

373. Селезнев B.C., Николаев В.Г., БусловММ., Бабушкин С.М., Ларкин Г.В., Евдокимов А А. Структура осадочных отложений Телецкого озера по данным непрерывного одноканального сейсмопрофилирования // Геология и разведка. 1995. Т. 38. № 10. С. 123-132.

374. Селиверстов Ю.П. «Эпиплатформенное» горообразование и поверхности выравнивания // Типы гор и механизмы горообразования. Иркутск, 1979. С. 31-35.

375. Симонов Ю.Г. Поверхности выравнивания и красноцветные отложения южного Забайкалья // Байкал и горы вокруг него. Иркутск, 1994. С. 9-11.

376. Симонов Ю.Г. Теория геоморфологии (состояние и тенденции развития) // Вестн. МГУ. сер 5. география. 1982. № 4. С. 22-29

377. Симонов Ю.Г. Введение в динамическую геоморфологию // Динамическая геоморфология, М. 1992. С. 5-24.

378. Синцов А.В. Рифей-палеозойский цикл тектонодинамического развития Байкало-Патомского пояса // Тектоника неогея: общие и региональные аспекты. М.: ГЕОС 2001. Том 2, С. 192-195.

379. Скворцов Ю.А. К методике геоморфологической и четвертичной съёмки // Проблемы сов. геологии, № 10, 1934.

380. Скобелев С.Ф. Горизонтальное сжатие и развитие складок на хребте Петра Первого // Геотектоника, 1977, № 2. С. 105-119.

381. Скобелев С.Ф. Изучение геологического строения сейсмоактивных областей // Аэрокосмическое изучение сейсмоопасных зон. М.: Наука, 1988. С. 71-93.

382. Скобелев С.Ф. Соотношение новейшей складчатости и орогенеза в зоне перехода от Памира к Тянь-Шаню // Тез. докл. на XX Всес. тектонич. совещ.: "Актуальные проблемы тектоники СССР и размещения полезных ископаемых". М., 1987. С. 15.

383. Скобелев С.Ф., Трифонов В.Г., Востриков Г.А. Памиро-Гималайская область дисгармоничного скучивания континентальной литосферы // Неотектоника и современная геодинамика подвижных поясов. (Тр. ГИН АН СССР, вып. 427). М.: Наука, 1988. С. 188-234.

384. Скобелев С.Ф., Флоренский П.В. Голоценовые тектонические деформации и оползни в Вахшской надвиговой зоне // Геотектоника, 1974, №5. С. 104-107.

385. Сковитина Т.М. Основные типы плотинных озёр Байкальской горной области // Геоморфология на рубеже XXI века. IV Щукинские чтения. М.: Издательство «Географический факультет МГУ», 2000. С. 465-466.

386. Сковитина Т.М, Уфимцев Г.Ф. Особенности новейшей структуры восточного побережья среднего Байкала // Геоморфология Центральной Азии, Барнаул 2001. С. 210-212.

387. Сладкопевцев С.А. К происхождению сужений долин Горного Алтая // Природа и природные ресурсы Горного Алтая, Горно-Алтайск 1971. С. 1518.

388. Сладкопевцев С.А., Буланов СЛ. Геоморфология на службе технических наук // Геоморфология на рубеже XXI века. IV Щукинские чтения. М.: Издательство «Географический факультет МГУ», 2000. С. 237-240.

389. Словарь иностранных слов. 1954. 574. с.

390. Словарь общегеографических терминов. М.: Прогресс, 1975-1976. Т. 1 и 2.

391. Смекалин О.П. Аржанников С.Г., Зеленков П.Я. О макросейсмическом обследовании Святоносского землетрясения // Байкал и горы вокруг него. Иркутск, 1994. С. 41^2.

392. Советский энциклопедический словарь. М.: Советская энциклопедия, 1984. 1600. с.

393. Солоненко В.П. Очерки по инженерной геологии Восточной Сибири. Иркутск, 1960. 235. с.

394. Солоненко В.П. Живая тектоника, вулканы и сейсмогеология переходной зоны Прибайкальского и Якутского сейсмических районов // Тектоника советского Дальнего. Востока и прилегающих акваторий. М.: Наука, 1968. С. 149-158.

395. Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Развитие Земли. М.: Изд-во МГУ, 2002. 560 с.

396. Сочава В.Б., Тимофеев Д.А. Физико-географические области Северной Азии // Докл. Ин-та географии Сибири и Дальнего Востока, вып. 19. Иркутск, 1968. С. 3-19.

397. Спиридонов А.И. О содержании геоморфологии (в продолжение дискуссии) // Геоморфология. 1979. № 4. С. 34-36.

398. Степанов В.В. Деформированное состояние западной части внешней зоны Памиро-Куэнь-Луня // Автореф. дисс. на соискание уч. степени канд. геол.-мин. наук. М., 1977. 24. с.

399. Степанов В.В. Морфологическая характеристика и количественная оценка палеодеформаций западной части внешней зоны Памиро-Куэнь-Луня // Поля напряжений и деформаций в литосфере. М.: Наука, 1979. С. 78-96.

400. Степанов В.В. Морфологическая характеристика, количественная оценка и современные движения западной части хребта Петра Первого (на примере Гармского геодинамического полигона) // Современные движения земной коры, № 5. Тарту, 1973. С. 205-211.

401. Ступак Ф.М. О кайнозойских базальтах северного Забайкалья // Байкал и горы вокруг него. Иркутск, 1994. С. 87-88.

402. Суходровский B.JI. Выполаживание уступа неогеновой надпойменной террасы в голоцене // Геоморфология. 1980. № 2. С. 65-69.

403. Тараканов А.Г. Каменные солифлюкционные формы рельефа на Тянь-Шане // Геоморфология, 1980, № 3. С. 98-100.

404. Тараканов А.Г. Пятна-медальоны в высокогорье Тянь-Шаня // Геоморфология, 1982, № 3. С. 74-81.

405. Тараканов А.Г. "Плывущие" глыбы в высокогорье Тянь-Шаня // Геоморфология, 1984, № 3. С. 88-95.

406. Тараканов А.Г. Строение и развитие присклоновых каменных глетчеров (Внутренний Тянь-Шань и хребет Терскей-Алатау) // Геоморфология, 1988, №3. С. 70-76.

407. Тараканов А.Г. Некоторые особенности строения и развития склонов в высокогорье Тянь-Шаня // Геоморфология, 1990, № 2. С. 89-95.

408. Тевелёв Арк.В. Эволюция Афгано-Таджикской депрессии: отзадугового бассейна до транспрессивного складчатого сооружения // Тектоника неогея: общие и региональные аспекты. М.: ГЕОС 2001, Том 2. С. 223-227.

409. Тектоника Памира и Тянь-Шаня. М.: Наука, 1964. 218. с. 168.

410. ТимофеевД.А. Поверхности выравнивания суши. М.: Наука, 1979. 270. с.

411. Тимофеев Д.А., УфимцевГ.Ф., Онухов Ф.С. Терминология общей геоморфологии. М.: Наука, 1977. 200. с.

412. Типы гор и механизмы горообразования // Тез. докл. к XVI пленуму Геоморфол. комис. АН СССР. Иркутск, 1979. 126. с.

413. Токарский О.Г., Философов В.П. К вопросу об определении понятия "рельеф" // Геоморфология. 1985, № 2. С. 45-51.

414. Трифонов В.Г. Неотектоническое развитие областей взаимодействия литосферных плит (сравнение Гималайско-Тянь-Шаньского региона и запада США) // Типы гор и механизмы горообразования. Иркутск, 1979. С. 35-36.

415. Трифонов В.Г. Позднечетвертичный тектогенез // Тр. ГИН АН СССР, вып. 361. М.: Наука,, 1983. 224. с.

416. Трифонов В.Г., Пономарёв B.C. Причины горообразования // Геодинамика внутриконтинентальных горных областей. М.: Наука, 1990. С. 336-340.

417. Трифонов В.Г. Макаров В.И., Скобелев С.Ф. Таласо-Ферганский активный правый сдвиг // Геотектоника, 1990, № 5. С. 81-92.

418. У ломов В. И. Динамика земной коры и прогноз землетрясений. Ташкент: Фан, 1974. 160. с.

419. У ломов В.И. Сейсмогеодинамика Средней Азии с позиций тектоники литосферных плит // Геодинамика внутриконтинентальных горных областей. М.: Наука, 1990. С. 218-227.

420. УошборнА.Л. Мир холода. Геокриологические исследования. М., Прогресс, 1988, 382 с.

421. Устинов С.И. Современная геодинамика зоны сочленения Таджикской депрессии и Южного Тянь-Шаня (по результатам геодезических измерений на Файзабадском полигоне) // Автореф. дисс. на соискание уч. степени канд. геол.-мин. наук. Новосибирск, 1988. 16. с.

422. УфимцевГ.Ф. Тектонический анализ рельефа на примере Востока СССР. Новосибирск: Наука, 1984. 183. с.

423. УфимцевГ.Ф. Центральноазиатский горный пояс // Геоморфология. 1989. № 1.С. 5-17.

424. УфимцевГ.Ф. Морфотектоника Байкала в сопоставлении с глубинной структурой // Байкал природная лаборатория для исследования изменений окружающей среды и климата. Иркутск, 1994, Т. 4. С. 52.

425. УфимцевГ.Ф. Морфотектоника юга Восточной Сибири // Байкал и горы вокруг него. Иркутск, 1994. С. 19-20.

426. УфимцевГ.Ф. ДэюаноттаА., ПереваловА.В., Эоловые ландшафты Тункинской котловины // География и природные ресурсы, Новосибирск: Наука, 1999, 1. С. 65-70.

427. УфимцевГ.Ф. Складчатые горы Евразии (Статья 1. Морфология и распространение складчатых гор) // Геоморфология, 1999, № 1. С. 3-16.

428. Уфимцев Г.Ф. Складчатые горы Евразии (Статья 2. Структурные и геодинамические черты складчатого горообразования) // Геоморфология, 1999, № 1.С. 16-24.

429. УфимцевГ.Ф., Мяктова В.В. Тектонический рельеф Иркутского амфитеатра // Геотектоника, 2003, 6, С. 43-53.

430. Федорович Б.А., Шумов В.В., Прокопенко Н.М. Молодые эффузии оливиновых базальтов в Чу-Иссыкульском районе // Мат-лы по геол. и геохим. Тянь-Шаня. 1939. Ч. III.

431. Федоровский B.C., Добржинег{кая Л.Ф., Молчанова Т.В., Лихачев А.Б. Новый тип меланжа (Байкал, Ольхонский регион) // Геотектоника, 1993. № 4. С. 30-45.

432. Федоровский B.C., Скляров Е.В., Склярова О.А. Соотношения палеозойской и кайнозойской сдвиговых систем в Ольхонском регионе Западного Прибайкалья // Тектоника и геофизика литосферы, М. 2002, Том 2, С. 260-264.

433. Федосеев П.Н. Философское и научное познание. М.: Наука, 1983. 464. с.

434. Финько Е.А. Голоценовые и современные тектонические движения зоны сочленения Памира и Тянь-Шаня в пределах Сурхобской долины (Гармский геодинамический полигон) // Геоморфология, 1988, № 4. С. 7585.

435. Финько Е.А. Некоторые закономерности проявления современных вертикальных движений земной коры в Таджикистане // Изучение современных движений земной коры на стационарных геофизических полигонах. Изд-во АН Туркм. ССР, 1970. С. 267-281.

436. Финько Е.А., Цветков Д.Г. Изучение экзогенных процессов в горном районе Таджикистана аэрофотограмметрическим методом // Геоморфология, 1976, № 3. С. 38-47.

437. Финько Е.А., Энман В.Б. Современные движения земной поверхности в зоне Сурхобского разлома // Геотектоника, 1971, № 5. С. 117-125.

438. Флоренсов НА. К проблеме механизма горообразования во Внутренней Азии // Геотектоника, 1965, № 4. С. 3-14.

439. ФлоренсовНА. мезозойские и кайнозойские впадины Прибайкалья. M.-JL: Изд-ние АН СССР, 1960.257. с.

440. ФлоренсовНА. О тектоническом бедленде // Геоморфология. 1983. № 1. С. 85-88.

441. ФлоренсовНА. О состоянии теоретической основы геоморфологии // Основные проблемы теоретической геоморфологии. Новосибирск: Наука, 1985. С. 9-14

442. Хаин В.Е. Общая геотектоника. М.: Недра, 1964. 478. с.

443. Хаин В.Е. Мегарельеф Земли и тектоника литосферных плит // Геоморфология. 1989. № 3. С. 3-14.

444. ХаинВ.Е. Происхождение Центрально-азиатского горного пояса: коллизия или мантийный диапиризм? // Геодинамика внутриконтинентальных горных областей. М.: Наука, 1990. С. 3-8.

445. ХаинВ.Е., ЛобковскийВ.И. Об особенностях формирования коллизионных орогенов // Геотектоника, 1990, № 6. С. 20-31.

446. ХаинВ.Е. Яблонская Н.А. Неотектоника Азии: 75 лет после Эмиля Аргана // Геотектоника 1997, № 6. С. 3-15.

447. ХаинВ.Е., Божко Н.А. Историческая геотектоника. Докембрий. М.: Недра, 1988. 382. с.

448. Херасков Н.П. Тектонический очерк юго-западного окончания Гиссарского хребта и некоторых прилегающих к нему районов // Бюлл. МОИП., отд геол., № 3^, 1932.

449. Хортон Р.Е. Эрозионное развитие рек и водосборных бассейнов. М.: Изд-во иностр. лит., 1948. 158. с.

450. Хрисанов В.А. Современный геоморфогенез Кавказско-Среднеазиатского горного пояса // автореф. дисс. на соискание уч. степени докт. геогр. наук, М. 1999. С. 54.

451. Хрисанов В.А., Горелов С.К Современный экзоморфогенез молодых горнах стран и его экологическое значение. М., 2002. 251. с.

452. ХудолейА.К., Семилеткин С А. Морфология и эволюция складчатых и разрывных структур Таласского Алатау (северный Тянь-Шань) // Геотектоника, 1992, № 1. С. 84-93.

453. Худяков Г.И. Геоморфотектоника юга Дальнего Востока. М.: Наука, 1977. 256. с.

454. ЦагарелиА.Л. Проблема геоморфологической корреляции. М.: Наука, 1989. С. 249-250.

455. Чедия O.K. Современное и древнее оледенение Северного Дарваза и южного склона хребта Петра Первого // Уч. зап. Тадж. гос. ун-та, т. 6, № 1. 1955.

456. Чедия O.K. Эволюция реки Хингоу в четвертичное время (Дарваз) // Тр. Ленингр. о-ва естествоиспытателей, т. 69, вып. 2. Отд-ние геол. и минер., 1957. С. 158-168.

457. Чедия O.K., Васильев В.А. О характере и возрасте древнего оледенения северного склона хребта Петра Первого // Тр. Тадж. гос. ун-та, т. 28, вып. 1. Душанбе, 1960. С. 101-117.

458. Чедия O.K. Юг Средней Азии в новейшую эпоху горообразования. Кн.

459. Континентальные кайнозойские накопления и геоморфология. Фрунзе: Илим, 1971. 331. с.

460. Чедия O.K. Юг Средней Азии в новейшую эпоху горообразования. Кн.

461. Новейшая тектоника и палеогеография. Фрунзе: Илим, 1972. 224. с.

462. Чедия O.K. Доорогенные выровненные поверхности в горах Средней Азии // Геоморфология, 1972, 3. С. 27-35.

463. Чедия O.K. Морфоструктуры и новейший тектогенез Тянь-Шаня. Фрунзе: Илим, 1986.-315. с.

464. Чернов А.В. О перестройках речной сети в предгорьях // Геоморфология на рубеже XXI века. IV Щукинские чтения. М.: Издательство «Географический факультет МГУ», 2000. С. 344-347.

465. Чихачёв П.К. Тектоника юго-западного Таджикистана // Тр. ТКЭ АН СССР 1932 г., вып. 4. 1934.

466. Чихачёв П.К. Южный склон хребта Петра Великого (Дарваз). Таджикская комплексная экспедиция 1932 г. Л., 1933.

467. Чичагов В.П. Ураган 1980 года в восточной Монголии и особенности эолового рельефообразования в Центральной и Восточной Азии. М. 1998, 204. с.

468. Чичагов В.И Дефляционная эволюция суши // Геоморфология на рубеже XXI века. IV Щукинские чтения. М.: Издательство «Географический факультет МГУ», 2000. с. 254-258.

469. Чудинов Ю.В. Новейшие тектонические движения в районе бассейна р. Улуг-0 и хребта Таскыл в Северо-Восточной Туве // Бюл. МОИП,. Отд. геол., 1959, Ns 5. С. 55-71.

470. Шевченко В.В. Государственный заповедник Аксу-Джабаглы (эколого-фаунистический очерк) // Тр. Гос. заповедника Аксу-Джабаглы, вып. I. 1948. 167. с.

471. Шейнманн Ю.М. К характеристике Таджикской виргации // Проблемы современной геологии, № 3. 1935. 202. с.

472. ШерДж.П. Тектоника юрского типа // Структурная геология и тектоника плит. М.: Мир 1992, Т. 3. С. 156-160.

473. Штауб Р. Механизм движений земной коры в приложении к строению земных горных систем. Л.-М.: ГОНТИ, 1038. 272. с.

474. Шугин В.А. Тектонические структуры западной части области сближения Памира и Тянь-Шаня // Геотектоника, № 1. 1976. С. 103-110.

475. Шульц С.С. Анализ новейшей тектоники и рельеф Тянь-Шаня. М., 1948. 222 с.

476. Щерба И.Г. Отражение фаз альпийского тектогенеза в мезозойско-кайнозойских толщах южного Тянь-Шаня // Геотектоника, 1992, № 2. С. 42-53.

477. ЩетниковА.А., Уфимцев Г.Ф. Структура рельефа и новейшая тектоника Тункинского рифта. М., 2004. 160. с.

478. Щукин И.С. Природные элементы ландшафтов Таджикистана и их значение как производительной силы // Мат-лы ТПЭ, вып. 23. 1936. С. 785.

479. Щукин И.С. Четырехъязычный энциклопедический словарь терминов по физической географии. М.: Советская энциклопедия, 1980. 708. с.

480. Щукин И.С. Геоморфология Средней Азии. М., Изд-во МГУ, 1983. 432. с.

481. Эделъштейн Я.С. Несколько замечаний о ледниках хребта Петра Великого // Изв. РГО, т. 42, вып. 1, 1906. С. 39-90.

482. Юнга C.JI., Рогожин Е.А. Сейсмичность, механизмы очагов землетрясений и сейсмотектонические деформации в пределах активных блоков литосферы // Новейшая тектоника, геодинамика и сейсмичность северной Евразии. М., 2000. С. 383-420.

483. Яковлев Ф.Л., Юнга С.Л. Оценки сокращения земной коры при орогенезе в Памиро-Тянь-Шаньском регионе и Монголии // Тектоника неогея: общие и региональные аспекты. М.: ГЕОС 2001, Том 2. С. 341-344.

484. ЯкубчукА.С. Палеозоиды Центральной Азии как фрагменты деформированных задуговых бассейнов // Тектоника неогея: общие и региональные аспекты. М.: ГЕОС 2001, Том 2. С. 344-347.

485. Якутшов М.Р. Распространение эрозии почв в Таджикистане и основные направления противоэрозионных мероприятий. Автореф. дисс. на соискание уч. степени канд. геогр. наук. Душанбе, 1961. 25с.

486. Якутшов М.Р. Сели и борьба с ними в Таджикистане. Душанбе: Ирфон, 1966.

487. Якутшов М.Р. Эрозия почв и мероприятия с ними в Таджикистане. Душанбе, 1974. 58. с.

488. Яншин А.Л. О современном положении в геоморфологической теории // Основные проблемы геоморфологии. Новосибирск: Наука, 1985. С.6-9

489. Ярмолюк В.В. Коваленко В.И., Котов А.Б., Ангаро-Витимский батолит: к проблеме геодинамики батолитообразования в Центральноазиатском складчатом поясе // Геотектоника, 1997, № 5. С. 18-32.

490. Alien М.В., Windley B.F., Zhang С. Cenozoic tectonics in the Urumqi-Koria region of the Chinese Tien Shan // Geol. Rundsch. 1984. V. 83. P. 406-416.

491. Bulanov S.A. The Pamiro-Alai type of folding orogenesis II Тез. докл. на Ш международной геоморфологической конференции., Гамильтон, Канада 1992, С. 298-299.

492. Buffon J.L. Etude de la Terre. 1749.

493. Cunningham W.D., Windley B.F., Derjnamja D., Badamgarov G., SaandarM. A structural transect across Mongolian Western Altai: active transpressional mountain-building in Central Asia // Tectonics. 1996. V. 15. P. 142-156.

494. Dewey J.F. Suture zone complexities: A review // Tectonophysics. 1977. Vol. 40. № I/ 2. P. 53-67.

495. DoserD.I. Faulting within the western Baikal rift as characterized by earthquake studies//Tectonophysics. 1991a. V. 196. P. 87-107.

496. DoserD.I. Faulting within the eastern Baikal rift as characterized by earthquake studies//Tectonophysics. 1991b. V. 196. P. 109-139.

497. GaoS., Davis P.M.; LiuH. et al. Seismic anisotropy and mantle flow beneath the Baikal rift zone // Nature. 1994. V. 371. P. 149-151.

498. Geologie de la France / Ed. J. Debelmas. Doin editeurs. Paris: 1974. 544 p.

499. Gilbert G.K. Lake Bonneville. US Geol. Survey Monograph. 1890. 438 p.

500. Gusev G.S., Khain V.E. On relationship between three composite terranes of Transbaikalia: Baikal-Vitim, Aldan-Stanovoy and Mongolo-Okhotsk // L.P. Zonenshain memorial conference on plate tectonics. Moscow, 1993. P. 68.

501. Hayes C.W. Physiography of Chattatooga District in Tennesee, Georgia and Alabama // U. S. Geol. Surv. 19th Annual. Rept, pt II, 1899. 53 p.

502. Hutton I. Theory of the Earth, with Proofs and Illustrations. 1795. V. 2.

503. Klebelsberg R. v. Beitrage zur Geologie Westturkestans. Innsbruck: Univ. Verlag Wagnes, 1922. 488 s.

504. Klebelsberg R. v. Der Turkestanicshe Gletcsertypus // Zeitcsrift fur Gletcsherkunde, bd. XIV, 1926, №4. s. 193-209.

505. Leith W., Almarez W. Structure of the Vakhsh fold-and-thrust belt, Tadjk SSR: Geologis mapping on a landsat image baze // Geological society of America Bulletin. 1985. t. 96, № 7, s. 875-885.

506. Leuchs K. Geologie von Asien // Geologie der Erde. Berlin, 1937.

507. Leuchs K. Zentralasien. Handbuch der regionalen Geologie, bd. 5, 7, 1916.

508. McGeeJ.W. Congr. Internat. Geol., 1893, p. 199

509. MolnarP., Tapponier P. Cenozoic tectonics of Asia: effects of continental collision//Science. 1975. V. 189. P. 419-426.

510. Passarge S. Morphologie der Erdoberflache, 1929.

511. Penh A. Die Morphologie der Erdoberflache. Bd. 1-2. Berlin, 1894.

512. Penck W. Die morphologische Analyse, 1924.

513. Puchkov V.N. The Paleozoic of the Uralo-Mongolian fold system // Earth Sciences and Resources Institute, University of South Carolina, Columbia, Occasional Publication, New Series, 1991. V.7, P.2

514. Richthofen F. V. Fiihrer fur Forschungsreisende, 1886.

515. Rickmers. Die Sarikaudal-Sagunaki-Gruppe im Duab von Turkestan // Z. Ges. f. 1907, s. 429.

516. Richter E. Geomorphologishe untersuchungen in den Hochalpine Erganzung //Peterm. Mitteilungen. Berlin, 1900. H. 13.

517. ShmakinA.B., MikhailovA. Yu., Bulanov S.A. Parameterization scheme of land hydrology considering the orography at different spatial scales // IAHS Publication Series, Proceedings of IAHS-IAMAP joint Session, Yokohama 1993, p. 569-575.

518. ShmakinA.B., BulanovS.A. Usage of relief dissection data for regional hydroclimatological calculations and climate modeling // Тр. конф. GAIM, Гармиш-Партенкирхен, Германия 1995,

519. ShmakinA.B., Bulanov S.A. Modeling of climatic effect of regional water lateral considering local identity of the Eurasian territory // Annales

520. Geophysicae, Part 11 transfer (Oceans, Hydrology @ Nonlinear Geophysics), 1995, p. 318.

521. Shmakin A.B., Mikhailov A. Yu., Bulanov S.A. Combined Parametrization of

522. Orography-Induced Precipitation and Runoff for Regional Hydroclimatic

523. Studies // Proceedings of the International Conference on Ecohydrology of High Mountain Areas, Kathmandu, Nepal 1996, P. 207-218.

524. Shmakin A.B., Rubinstein K.G., Bulanov S.A. Influence of large-scale river runoff onto the global climate system: results of GCM numerical experiments // Водные ресурсы и исследования окружающей среды: впереди XXI век, Киото (Япония) 1996,

525. Sengor A.M. С. Asia // Encyclopaedia of European and Asian Regional geology. Chapman & Hall, 1997 P.34-50.

526. Sengor AM. C, Natal'in, В A. Turkic-type orogeny and its role in the making of the continental crust, Ann. Rev // Earth Planet Sci 1996. V.24. P.263-337

527. Sengor A.M. C., Natal'in B.A., Burtman V.S. Evolution of the Altaid tectonic collage and Paleozoic crustal growth in Eurasia // Nature. 1993 V.364 P.299307.

528. Tapponnier P., PeltzerG., LedainA.Y. et al. Propagating extension tectonics in Asia: New insight from simple experiments with plasticene // Geology. 1982. Vol. 10. P. 611-616.

529. Teng Jiwen, Sun Ke-Zong, Xiong Shaobai et al. Deep seismic reflection waves and structure of the crust from Dang-Xung to Yedon on the Xizang plateau (Tibet) // Phys. Earth Planet. Inter. 1983. Vol. 31, № 9. P. 293-306.

530. Wegener A. Die Entstehung der Kontinente // Geol. Rundschau, Bd 3, S. 276-292.

531. Williams G., Vannl. The geometry of listric normal faults and deformation in their hangingwalls // J. Struct. Geol. 1987. V. 9. P. 789-795.