Геолого-геоморфологические особенности Южного склона Кунгей Ала-Тоо

Аутигенный кальцит во всех случаях сложен скрыто-кристаллической разновидностью, представляющий собой агрегатную массу, состоящую из пелитоморфных зерен округлой-продолговатой формы. Кристаллически-зернистый кальцит встречающийся отдельными пятнами и гнездами в известняках и в цементе песчаников имеет форму угловатых зерен и кристаллов размером 0,1-0,2 мм.

Кальцит образуется хемогенным путем в стадию седиментации в озерных и застойных фациях. Некоторая часть кальцита образуется при диагенезе осадка, когда происходят перераспределение карбоната (особенно в цементе обломочных пород) и частичная раскристаллизацияпелитоморфного кальцита и переход его в кристаллически-зернистый. Доломит встречается редко обычно совместно с кальцитом в известняках, мергелях и реже в цементе песчаников как примесь. Он пелитоморфен, скрытокристалличен и равномерно рассеян в породе. Оптически диагностируется с трудом, однако на кривых нагреваниях дает довольно отчетливый эндотермический эффект при температуре 730-750°С, что соответствует диссоциации доломита. В генетическом отношении доломит также является хемогенным седиментационно-диагенетическимобразованием. Гипс в палеоген-неогеновых отложениях довольно распространенный минерал и приурочен к озерным отложениям. По генетическим особенностям мы различаем первичный сингенетический и вторичный эпигенетический гипс. Первый тип гипса представляет собой плотную мелкозернистую кристаллическую массу белого цвета, образующую пластовые тела, линзы и пропластки (0,5-2м), загрязненную красноцветным или зеленовато-глинистым материалом. Вторичный гипс волокнистого строения селенит с характерным шелковистым блеском. Он заполняет в породе трещины, ориентированные по-разному (по напластованию, секущие, диагональные). Мощность прожилков от 2-3 до 5-7 см.

Галит встречается в зернистой и мелкокристаллической форме, образует пропластки и линзы мощностью 0,5-1,2 м в озерных глинах миоценового возраста, вскрытых скважиной 41 на глубине 800 м. Глауберит всегда сопутствует галиту и содержится с ним в примерно одинаковых соотношениях. Образует небольшие пропластки линзы в соленосных зеленовато-серых и серо-зеленых глинах. В зависимости от характера включений окрашен в желтоватый, буровато-серый и буро-зеленый цвет. При поверхностном выщелачивании по глаубериту образуются мирабилит и гипс. Гинетическигалит и глауберит являются сингенетическими хемогенными минералами, выпавшими из рапы солеродных миоценовых озер при аридном климате.

Анальцим редкий минерал в молассах. Еденичные находки анальцима приурочены к свитам одноименного разреза и обнаруживается в шлифах в цементе разнозернистых песчаников в виде мелких (0,04-0,3 мм), таблитчатых, псевдокубических, бесцветных, прозрачных кристаллов и агрегатов. Оптически изотропен с характерным рельефом и низким показателем преломления. Образование анальцима, по всей вероятности, связано с раскристаллизацией сложного алюмосиликатного геля, выпавшего из насыщенных растворов при интенсивном испарении в условиях жаркого климата, в диагенетическую стадию преобразования остатка в породу. Барит редко встречающийся минерал в толще молассПрииссыккулья. Он присутствует в цементе красноцветных загипсованных песчаников и паттумоввиде неправильной и короткоудлиненной формы зерен и агрегатов (0,1-0,6 мм). Барит возникает, по-видимому, в стадии диагенеза при сульфатных условиях среды. Пирит встречен в виде единичных кубической формы зерен и кристаллов (0,05-0,1 мм), в известняках застойных озерных фаций и зеленовато-серых гидроморфных глинах озерно-болотных и пойменно-болотных фаций равнинно-долинного пояса. Для красноцветных моласс, накапливавшихся в окислительных условиях, пирит не характерен.

В гипергенных условиях пирит разлагается и переходит в гидроксилы железа. Наличие аутигенного пирита свидетельствует о существовании локальных застойных восстановительных условий в донных осадках миоценового озерного седиментационного бассейна. Гидроокислы железа (лимонит, гидрогенит, гетит и др), являются очень хорошо распространенными аутигенными образованиями в молассах и особенно в нижних красноцветных осадках свит. В подавляющем большинстве они образуют в сингенетическую стадию формирования отложений при резко окислительных аэроморфных условиях среды. Опал встречен в виде округлых аморфных образований в составе цемента очень крепких песчаников. Диагностируется в шлифах по отрицательному рельефу, обусловленному довольно низким показателем преломления и оптическойизотропностью. Генетически ближе всего подходит к коллоидным образованиям. В процессе литогенеза, теряя воду, нередко переходит в халцедон. [. Талипов М.А., Королев В.Г. Джыргаланский разрез как стратотип четвертичных отложений Северного Тянь-Шаня / Материалы по геологии кайнозоя в новейшей тектонике Тянь-Шаня. -Фрунзе: Илим, 1970.]

2.2 Полезные ископаемые

Среди многочисленных и разнообразных полезных ископаемых Ысык-Кульской области главную ценность представляют минеральные месторождения рудного золота, олова, вольфрама, молибдена, меди, свинца, цинка, редких радиоактивных и редко-земельных элементов, графита, бурых и каменных углей, нерудного, в том числе химического сырья (гипса, борита), облицовочного и строительного камня, цементного сырья, песчанно-гравийного, суглинков и глин, минеральных удобрений (торфов, сапропелей и других), а также подземных пресных итермо-минеральных вод, лечебных грязей. Разрабатываются десятки месторождений полезных ископаемых: угольные (Жыргалан, Сёгёттю и др.), цементного сырья (Курментинское), облицовочного (Ак-Олён, Кызыл-Омпол) и поделочного (Оттук, иризирующий шпат) камня, кермзит-аглопоритового, стенового, кирпично-черепичного сырья и глин грубой керамики (Каракол, Покровка, Оттук и др.), песчано-гравийного материала (Ак-Суу, Рыбачье, Каракол и др.), строительного песка (Чон-Жергез), пресных подземных вод ( около 1000 водозаборных скважин) для хозяйственного, питьевого, производственно-технического водоснабжения и орошения земель, а также ряд месторождений термо-минеральных вод и лечебных грязей Ыссы-Кёлского курортного рекреационного района с утвержденными промышленными запасами (Чолпон-Ата, Жыргалан, Кара-Булак, Курское, Жети-Огузское, Кош-Кол и другие с 15 используемыми для лечебных целей скважин). Месторожения гипса и солей в лагунно-морских отлоений каменно-угольного, палеоген-неогенового возрастов образуют Ысык-Кёлскую провинцию. В юрских угленосных бассейнах южного Приысыккулья и Кабакского района известны проявления глинозёма и минеральных красок.

Перспективы развития горно-рудной промышленности Приысыккулья связаны с разведанными коренными месторождениями золота, олова и вольфрама. географический южный склон кунгей

На базе эндогенных олово-рудных редко-металльных месторождений, локализованных в эндо и экзо-контактовых зонах поздних герцинских интрузийгранитоидов (Энилчекский рудный узел), развернуто строительство Сары-Жазского горно-обогатительного комбината. Укрепляющими его резервами служат олово-вольфрамо-ностные и золото-содержащие редко-металльные зоны хребтов Кюнгёй, (Кен-Суу), Терскей Ала-Тоо, Ак-Шийрак и Какшаала (Уч-Кошкон, Чон-Кызыл-Суу, Кумтёр, и др), образующие протяженные в виде цепочек рудоностные структуры.

Выделен здесь ряд перспективных металлоностных площадей (Арпа-Такырское, Верхнее Сары-Жазское, Жангартское, Тарагай-Кумтёрское, Моло-Сары-Чатское и др.) с геолого-геохимическими предпосылками выявления новых месторождений промышленного типа. К ним относится Тарагайскаяметалло-геническая зона с одним из десяти крупнейших в мире золоторудным месторождением Кумтёр в улеродистыхх отложениях верхнего протерозоя, где, кроме золота практический интерес представляют вольфрам, теллур, силен и легкие платиноиды. Отдельные участки (пласты) угольных разрезов радиоактивны или содержат концентрации германия и др. редких, редкоземельных и рассеянных элементов. В бассейне реки Кёолю (плато Арпа-Такыр), среди метаморфических пород архея - нижнего протерозоя оконтурены большие залежи крупно-чешуйчатого графита, пригодные для получения технических алмазов и других народно-хозяйственных целей.

Вскрышу графитовых залежей образуют мрамор (офикальциты), гранатовые сланцы, кварциты и лидиты-фтониты различного промышленного значения. На правобережье реки Сары-Жаз (южные склоны хребта Кюнгёй Ала-Тоо, горы Сары-Жаз, междуречье Бюркют-Кен-Суу-Оттук) широкое распространение получили полекомпонентные углеродистые отложения кембро-ордовика (черные сланцы, фтониты, лидиты), оцененные как резервное сырьё в отношении радиоактивных (уран) и редкоземельных (иттрий, иттербий) элементов, ванадия, фосфора, кобольта.

Представляют практический интерес также углеродисто-кремнистые (фтанит-лидитовые) породы в качестве огне и кислотоупорного сырья. С ними зачастую пространственно сопряжен ареалы выходов яшмовидных марганцовисто-железистых осадочных пород ордовикского возраста. В верховьях бассейнов рек Жанарт-Тоголок (хребта Какшаал-Тоо) известнырудоносныекарбонатиты верхнего палеозоя с редкими (тантал, ниобий) и редко-земельными элементами. Перспективны нефелиновые руды-шельфы Сандыка, Кызыл-Омпола и Ак-Олёна (небокситовое алюминиевое сырье), связаны с массивами щелочных пород герцинского магматизма. Кроме коренных рудных месторождений Ысык-Кульская область распологает россыпными проявлениями золота, циркона, моноцита, титано-магнитов, шеелита, и касситерита. Имеются признаки нефте-газоностности - проявление углеводородного сырья (Май-Башское, Майсас-Сары-Чадское, Оргочорское, Тасминское, Сухохребтинское и другие площади). В илах, илово-торфяных отложениях озеро Ысык-Куль и его побережье сосредоточены лечебно-балнеологические грязи.

Палеогеновые базальты Приысыккулья (Тару-Айгыр, Тосор) пригодны для производства тепло-изоляционных материалов, минеральной ваты и каменного литья (петрургическое сырьё).

Ключевую основу рудно-минерально сырьевой базы Приысыккулья, составляет разведанные месторождения благородных и редких металлов, на базе которых строятся или приектируются горно-добывающие предприятия с привлечением иностранных инвестиций и фирм. Фактически все рудные месторождения Ысык-Кульскойоблости и смежных районов является комплексными, многокомпонентными, где зачастую наряду с главными или ведущими полезными ископаемыми промышленное значение имеют сопутствующие. [. Тарасов С.А. Ископаемые позвоночные мела, палеогена и неогена Северо-Восточной Киргизии и стратиграфическое значение. -Фрунзе: Илим, 1968.]

3. Геоморфологические особенности Южного склона Кунгей Ала-Тоо

3.1 Геоморфологическое строение Кунгей Ала-Тоо

Северный Тянь-Шань представляет собой сравнительно молодую горную страну, созданную глыбовыми поднятиями и складкообразованием на месте старой, ранее существовавшей, но сильно выровненной. Позднее поднятия и складки подверглись различным рельефным изменениям, в особенности речной эрозии. Кроме того, важную роль в формировании высокогорного рельефа Северного Тянь-Шаня сыграло древнее оледенение, оставившее троговые долины и ледниковые цирки. Значительные геоморфологические сведения были накоплены в период с 1930 по 1945 гг. при проведении мелкомасштабных геологических съемок. Фундаментальной работой обобщившей и проанализировавшей весь собранный за это время материал, явились монография С.С Шульца. В ней решены кардинальные вопросы, давшие толчок дальнейшему развитию как теоритической, так и практической геоморфологии. В частности в ней доказывается не только весьма древний возраст доорогенногопанеплена, но и его следующие складчатые деформации. Одним из основных положений, развивавшихся в работах С.С Шульца является структурность рельефа. И хотя и термина “морфоструктура” тогда еще не существовало, основные орографические элементы Тянь-Шаня понимались им именно так. Это положение о связи рельефа с тектоникой значительно сблизило геологов с геоморфологическими методами исследований. Поэтому вначале стихийно, а затем в обязательном порядке попутно с геологической или гидрологическими съемками начинают составляться геоморфологические карты.

Правда, легенды этих карт были столь различны, что увязать их было весьма трудно, либо просто невозможно.

Исследователи стали выделять на картах “ комплексы типов рельефа”, такие как горные, предгорные, подгорные и т.п. [. Трофимов А.К. Количественная оценка режима новейших тектонических движений на основе изучения разновозрастных поверхностей выравнивания. Иркутск, 1970.]

Карты, составленные в такой легенде, правильнее было бы назвать картами геоморфологического районирования, так как они давали, так сказать, интегральные характеристики целым районам, таким как горы, предгорья, межгорные или предгорные впадины.

Северный Тянь-Шань имеет очень сложный горный рельеф. Наряду с двумя основными высокими хребтами Заилийский Ала-Тоо и Кюнгёй Ала-Тоо здесь встречаются внутригорные впадины, долины, подгорные наклонные равнины и другие формы рельефа. Так, Заилийский Ала-Тоо в восточной части за Талгарским массивом распадается на ряд отрогов (Сарытау, Караш и др.), разделенных внутригорнымипонижениями и плоскогорьями. В горах Северного Тянь-Шаня представлены все три основные группы типов горного рельефа: горный комплекс, предгорный комплекс и комплекс типов рельефа внутригорных впадин. Основное отличие первого типа рельефа состоит в том, что он имеет высокое положение (свыше 3000 м) и занимает водораздельно-центральные части основных хребтов. Характерным элементом второго типа являются глубокие троги - долины, некогда занятые ледником, рассекающие склоны гор. Троги встречаются на северных и южных склонах Заилийского Ала-Тоо и Кюнгёй Ала-Тоо. Внутригорные впадины представляют собой равнины, приподнятые на различные абсолютные высоты. К их числу можно отнести Илийскую и Кегенскую впадины. Гребни водораздельных хребтов на большей своей части расчленены сравнительно неглубоко. Только Талгарский массив в Заилийском Ала-Тоо, массив Чоктал и район вершины Кант-Бас-Тау в Кюнгёй Ала-Тоо и некоторые боковые отроги характеризуются высокогорным рельефом. Опыт прохождения перевалов района показывает, что и Заилийский Ала-Тоо и Кюнгёй Ала-Тоо отличаются асимметрией склонов. Современный рельеф Тянь-Шаня формировался под воздействием эндогенных и экзогенных процессов, при ведущей роли, новейших тектонических движений. Поднятия больших амплитуд и скоростей вызывают усиленные процессы эрозии и денудации, которые приводят к образованию денудационного (деструктивного) горного рельефа. Продукты разрушения растущих горных хребтов заполняют формирующиеся синклинальные прогибы или грабены и образуют аккумулятивные равнины внутригорных впадин.

Таким образом можно выделить два основных генетических типа рельефа -денудационный (деструктивный) и аккумулятивный. Эндогенный фактор, характер новейших тектонических движений в сочетании с экзогенным, определяют развитие того или иного типа рельефа в пределах различных морфоструктурных зон. Каждый из указанных генетических типов рельефа подразделяется на подтипы, а в зависимости от ведущего фактора рельефообразования (эрозия, плоскостная денудация, экзарация, аккумуляция речная, ледниковая и др.) В пределах каждого рельефа выделяется несколько возрастных генераций. Возраст определяется методом коррелятных отложений, возрастных рубежей и радиальных переходов. Среди денудационных поверхностей особое место занимает доорогенная выровненная поверхность (пенеплен), которая была сформирована при платформенном тектоническом режиме территории в интервале от 0 до 200 м. Как известно, доорогенная денудационная поверхность в изучении новейших тектонических движений играет не меньшую роль, чем маскирующий горизонт в стратиграфии. Её современное высотное положение позволяет судить о сумарных тектонических движениях за новейший этап. [. Трофимов А.К. Основные этапы развития рельефа гор Средней Азии. Закономерности геологического развития Тянь-Шаня в кайнозое. -Фрунзе: Илим, 1973.]

Ярусность рельефа горных областей впервые была охарактеризована К.К Марковым как ступенчатость рельефа водоразделов и склонов хребтов, обусловленную этапами эрозионно-денудационного расчленения горной области сменой их восходящего развития. Под ярусностью понимается ступенчатость горной страны, обусловленная этапами ее вертикального эрозионного расчленения, которые связаны в основном с крупными тектоническими ритмами. Согласно исследованиям, верхний ярус рельефа представлен одной ил двумя ступенями, врезанными в древнюю денудационную поверхность. Отложения коррелятные данной ступени рельефа представлены континентальными накоплениями нижней красноцветной части моласс (массагетская серия на юго-западе и киргизская серия на северо-востоке Тянь-Шаня). Средний ярус рельефа (орогенный) вписан в вышерассмотренный и представлен также двумя ступенями (подъярусами), формирующими в целом вторую генерацию более узких и глубоко врезанных, главным образом субсеквентных тектонических долин либо наклонных от водораздела хребта к периферии педиментов.

Эта степень рассматривается как переходная, ниже нее выделяется до трёх степеней, самая нижняя из которых представлена эрозионно-денудационной поверхностью, обычно образующей сырты и перекрывающейся моренами первого четвертичного оледенения. В предгорьях эта поверхность является кровлей верхних адырных свит.

Нижний ярус является наиболее крутосклонным и глубоковрезанным и его ступени образованы цикловыми четвертичными террасами. Формирование данного яруса связывается с резкой сменой тектонического режима после отложения верхних адырных свит. Окраинные части депрессий в это время втягиваются в поднятие и формируются низкие предгорья.

Рис. 4. Принципиальная схема ярусности рельефа Среднеазиатских гор (О.К. Чедия,1986)

Условные обозначения: 1 - доорогенный пенеплен. Орогенные поверхности выравнивания: 2-олигоцен-миоценовые, 3-плиоценовая, 4-раннечетвертичная, 5- ранне-среднечетвертичная, 6-позднее-среднечетвертичная, 7-позднечетвертичная, 8-домезозойские образования, 9-мезозойские и палеогеновые осадки. Континентальные молассы: 10-олигоцен-миоценовые,11-плиоцен-раннечетвертичные, 12-раннечетвертичные, 13-среднечетвертичные, 14-позднечетвертичные, 15 - голоценовые, 16 - разломы.

Направляясь от гребня хребта Кунгей Ала-Тоо к побережью озера Иссык-Куль мы можем заметить как сменяется рельеф гребней глубокими ущельями, характерными для деятельности ледников, на полого-склонной поверхности, затем постепенно понижающимися адырами, переходя к покатым равнинам и, наконец, к приозёрной равнине.По высотному положению и характеру рельефа обрамляющие Иссык-Куль горы, предгорья и наклонные равнины подразделяются на следующие ярусы: 1- Гляциально-нивальный рельеф с современными ледниками, со следами древнего оледенения (выше 2700-3200м). 2 - Эрозионно-денудационный рельеф без следов древнего оледенения (1620-3250м). 3 - Эрозионно-аккумулятивный рельеф вдоль подножий высоких гор (1620-2600м). 4 - Аккумулятивный рельеф на днище котловины (1608-2100м). 5 - Рельеф днища озера (1607-1000м). На первом и втором ярусах распространены альпийские формы рельефа, характерные для высоких гор. В самых высоких местах встречаются скалистые гребни и пики, обширные цирки, кары, троговые долины с ледниками. Склоны между острыми и скалистыми пиками заняты подвижными валунными и песчаными осыпями. Разница в высоте между долинами и окружающими их скальными вершинами довольно значительно (500-1500м). Здесь всегда преобладают процессы эрозии и денудации. Наблюдаются толщи морен, состоящие из рыхлых пород. Третий ярус состоит из низкогорий и предгорных адыров. На склонах Кунгей Ала-Тоо отсутствуют низкогорья. Эрозионно-аккумулятивный рельеф, как переход от рельефов первого и второго ярусов, постепенно понижаясь, переходят в наклонную равнину.

Окружающие озерную впадину аккумулятивные равнины имеют наклон к озеру и в разных частях котловины имеют различную ширину. Наиболее широкие участки аккумулятивных равнин расположены на востоке котловины вдоль долин рек Тюп и Джыргалан. Между этими долинами расположено возвышенность Тасма, ее холмистые гребни, постепенно снижаясь с востока на запад с 2370 м до 1800 м, обрываются у села Тепке. Продолжением возвышенности является полуостров Сухого хребта, разделяющий заливы Джыргалан и Тюп. Южнее его расположены возвышенности Чон-Кичи-Берубаш (1811м), юго-западнее Оргочор (2061м), и Кичи-Оргочор (1747 м). Все остальные участки, кроме названных возвышенностей, - аллювиальные наклонные равнины. Е. Я Ранцман для Северного Тянь-Шаня выделяет три яруса рельефа: верхний-донеогеновый, представлен относительно выровненными вершинными поверхностями, средний-сформированный на месте верхнего в зонах, вовлеченных в поднятие, начиная с олигоцен-миоцена, и нижний, расчленяющий верхний ярус в зонах, вовлеченных в поднятие в плейстоцене. В пределах рассматриваемого района наиболее древнем элементом рельефа является поверхность выравнивания, хорошо сохранившаяся на западном и южном склонах Кунгей Ала-Тоо, а также фрагментарно в осевых частях хребтов. В доорогенном этапе эта поверхность была развита повсеместно в Северном Тянь-Шане. В новейшем этапе пенеплен во впадинах был прогнут и захоронен под кайнозойскими отложениями, а в зонах поднятия деформирован в пологие складки основания, осложненные разломами, и значительно расчленен. Поэтому некогда единая и примерно одновысотная поверхность, сохранившаяся в горном обрамлении долине реки Чон-Кемин, в настоящее время находится на самых различных высотах. Её средняя абсолютная высота в западной части долины равна 3800 м, а в верховьях 4200 м, а в целом по долине около 4000 м. Хорошо сохранившаяся, относительно ровная, древняя денудационная поверхность на южном склоне Кунгей Ала-Тоо падает на юг под углом от 5° до 10°, в приосевой части хребта углы наклона местами достигают 15°-20°. Далее на восток эта поверхность сохраняется фрагментарно, в виде уплощенных поверхностей на гребнях хребтов и образует по существу вершинную поверхность.

Средняя максимальная амплитуда поднятий хребтов Кунгей и Заилийского Ала-Тоо достигает 4000 м, а суммарный врез за новейший этап около 2000 м. В начальной стадии орогенического этапа скорости поднятий Заилийского и Кунгейского хребтов были сравнительно незначительными (0,07-0,10 мм/год). В начале среднечетвертичного времени скорости поднятий выросли в 30 раз, достигая в среднем 3мм/год. Тенденция к их нарастанию наблюдается и в позднечетвертичное время (до 6мм/год).

Изложенные данные свидетельствуют о том, что основные стадии неогенчетвертичной истории развития рельефа различных районов Северного Тянь-Шаня являются сходными. Первая доорогенная стадия развития закончилась в основном к концу палеогена, хотя верхняя граница этой стадии является, по-видимому, скользящей до нижнего миоцена. При формировании доорогенного рельефа преобладали нисходящие процессы рельефообразования. В основном поднятия компенсировались денудацией, глубина вертикального расчленения была незначительной. Лишь в конце олигоцена, восточные части хребтов Заилийского и Кунгей Ала-Тоо, по-видимому уже были слабо выражены в рельефе. [. Трофимов А.К. Ярусность рельефа гор Средней Азии и проблемы корреляции отложений / Закономерности геологического развития Тянь-Шаня в кайнозое. -Фрунзе: Илим, 1976.]

3.2 Горный тип рельефа

Денудационный-эрозионный рельеф.В целом в пределах Северного Тянь-Шаня наибольшим распространением пользуется денудационный, в широком смысле, или деструктивный тип рельефа, образованный разрушительным действием всех агентов денудации, из которых доминирующее значение на протяжении всего новейшего этапа имели линейная эрозия и гравитация, что является следствием интенсивных поднятий горных хребтов. На протяжении всего новейшего этапа тектонического развития Северного Тянь-Шаня происходило прогрессивное нарастание гор, увеличивалась глубина расчленения рельефа, сокращались зоны аккумуляции в пределах впадины и в долинах крупных рек. Денудационно-эрозионный тип рельефа к этому подтипу рельефа относятся фрагменты древней поверхности выравнивания, расположенные на главных водоразделах и склонах хребтов Северного Тянь-Шаня. Поверхность была выработана на сложно дислоцированных палеозойских и допалеозойских образованиях. В Северном Тянь-Шане остатки пенеплена встречаются на водоразделах системы хребтов Таласского, Кыргызского, Кунгей и Заилийского Ала-Тоо, где они находятся в среднем на абсолютных высотах 3700-4300 м. Эти хребты состоят из систем, чередующихся относительно невысоких поднятий и впадин. Высота поднятий хребтов снижается с юга на север или с севера на юг. Сохранившийся на них древний пенеплен имеет высоты 3700-2300 м. В наиболее приподнятых районах на главных водоразделов хребтов Адыр-Тёр, Ат-Жайлоо, Катташуу-Тёр, Кёк-Кап, Кёолю, Меридианальный, Сары-Джаз, и др. остатки пенеплена приподняты на 4200-6000 м и глубоко расчленены древним и современным оледенением.

Значительные площади хорошо сохранившейся доорогенной поверхности урочищ перекрытые размытой нижнечетвертичной мореной, наблюдается на высотах 3600-3800 м.

На хребте Ак-Зоо аналогичный рельеф характерен для высот 3600-4200 м. В новейшем этапе во впадинах пенеплен был прогнут и погребен под кайнозойскими отложениями, а в зонах поднятий - деформирован в пологие складки основания, осложненные разломами и расчленен.

Некогда единая и примерно одновысотнаяпенепленизированная поверхность на данном этапе развития находится на самых различных высотах, ее современное положение позволяет оценить суммарные тектонические движения за новейший этап, а характер деформаций находит отражение в морфологии новейших структур. Неравномерность поднятий привела к тому, что относительно ровная древняя денудационная поверхность на склонах хребтов Северного Тянь-Шаня имеет уклоны от 3 до 100, а в приосевой части хребтов они возрастают до 15-200, а местами и больше. В среднечетвертичное время, в связи с усилением вертикальных тектонических движений, пенеплен подвергается сильному расчленению последующей эрозией и другими рельефообразующими процессами. Фрагменты неогеновых выровненных эрозионно-денудационных поверхностей представлены двумя или тремя цикловыми ступенями, образованными склонами долин и водоразделами второго порядка в пределах среднего яруса рельефа. Последние, представляющие остатки днищ древних долин, были сформированы на протяжении первой орогенической стадии неоген-нижнечетвертичного времени. Их формирование было обусловлено преобладанием боковой эрозии в соответствующее время, а также процессами денудации в последнее время. На основании этих данных и определяется их возраст в рельефе Северного Тянь-Шаня. Хребты описываемого региона имеют асимметричное строение. Фрагменты сохранились в виде небольших слабонаклонных площадок, на различных абсолютных высотах.

Морфолгическая сохранность поверхностей выражена относительно слабее внизу, у молодых образований, по сравнению с верхними, более древними. Вверх по течению речных долин происходит увеличение абсолютных высот и уменьшение глубины расчленения, а вниз по течению абсолютная высота понижается, и глубина вреза увеличивается. Реконструкция морфологии древних врезов и примыкающих к ним снизу поверхностей выравнивания, позволяет восстановить обширные пологосклонные долины, сформированные в первую стадию орогенитеческого этапа. Среднемиоценовая эрозионно-денудационная поверхность развита нижедеформированнойдоорогенной поверхности выравнивания на различных абсолютных высотах. В Ысык-Кульской впадине верхняя генерация долин наблюдается на абсолютной высоте 4000 м.

Гипсометрически ниже на склонах располагается верхнемиоценовая эрозионно-денудационная поверхность. Она имеет хорошую сохранность и представлена обширными плоскими террасовидными поверхностями, с примыкающими к ним сверху крутыми склонами, выработанными на различных по литологии породах докембрия, палеозоя и мезозоя.[. Трофимов А.К. К стратиграфии четвертичных отложений Северного Тянь-Шаня. -Фрунзе: Илим, 1976.] Плиоцен-раннечетвертичная выровненная поверхность. Эта поверхность сохранившаяся в средней части склонов хребтов и на вершинных поверхностях передовых, сыртовых или адырных поднятий, является основанием среднего яруса рельефа. Ее полого-холмистая террасовидная поверхность не образует сплошной полосы, поскольку она расчленена глубоко врезанными речными долинами. Возраст ее формирования определяется как раннечетвертичный, на основании того, что она перекрывается моренами первого четвертичного оледенения и коррелируется с отложениями. В Ысык-Кульской впадине эрозионно-денудационная раннечетвертичная поверхность выработана на неогеновых молассах, либо на палеозойских образованиях, перекрытых лишь суглинками.

По южному склону Кунгей Ала-Тоо поверхность сохранилась на трех тектонических блоках взброшенных друг над другом. Ее высота на верхнем блоке 3100-3500 м, а на нижнем 2400-2800 м. Районы, вытянувшиеся в поднятие лишь в среднечетвертичноевремя-горы, окаймляющие северное побережье Ысык-Куля имеют среднюю поверхность на уровне яруса. Эрозионно-коллювиальный подтип рельефа. Крутосклонные долины с плоским днищем. Фрагменты палеоген-неогенового эрозионного рельефа распологаются в верхних частях склонов долин, между фрагментами предорогенной поверхности выравнивания и примыкающим к ним снизу эрозионно-денудационных поверхностях средне и верхнемиоценового возраста. В целом эти крутые склоны, с обрывисто-скалистыми формами рельефа, сложены наложением более молодых процессов денудации. Отмеченные древние формы эрозионного рельефа располагаются обычно по склонам отрогов главных хребтов Северного Тянь-Шаня. Эрозионный врез верхнего яруса рельефа в древнюю денудационную поверхность во всех районах составляет 200-400 м, а глубина расчленения, учитывая современные эрозионные процессы, достигает 800 м.

Почти во всех случаях врезы верхнего яруса рельефа упираются в плоско-увалистую поверхность, которая в направлении к осевым частям хребтов переходит в систему острозубчатых гребней и отдельных вершин, где наиболее интенсивно проявляются процессы физического выветривания. Крутосклонные долины с плоским днищем. Эрозионный рельеф среднего яруса сформировался в плиоцен-раннечетвертичное время, в результате последующего цикла эрозионного расчленения и углубления долин. Фрагменты его представлены склонами долин, примыкающих к нижечетвертичнойадырной или сыртовой поверхности. От более древних форм этот рельеф отличается лучшей сохранностью. Господствующими формами являются относительно выположенные, часто задернованные склоны, особенно там, где сыртовая поверхность имеет значительное площадное распространение.

Величина эрозионного вреза среднего яруса рельефа от 200 до 500 м. Глубина вертикального расчленения внутренних и внешних областей, колеблется в пределах 800-2000 м. Крутосклонные долины современной гидрографической сети. Наиболее широким распространением в рассматриваемом районе пользуются эрозионные формы рельефа среднечетвертичного-голоценового возраста. Этот рельеф создан за счет интенсивного врезания долин и формирования аллювиальных и аллювиально-пролювиальных террас аккумулятивного типа рельефа. Именно на протяжении этой стадии орогенеза сформировался высокогорный облик современного рельефа горных областей. Его основными элементами являются крутые склоны V-образных долин, резко врезанных в сыртовую поверхность среднего яруса. Врез, проникая вверх по мелким саям и склонам, уничтожает более древние формы эрозионного и денудационного рельефа, в результате чего образуются в основном крутосклонные скалистые формы молодой генерации. Величина эрозионного вреза нижнего яруса рельефа составляет 200-600 м в предгорьях и до 800 м в горах. В целом нижний ярус расчленен до 1300 м во внешних областях и до 300-400 м во внутригорных районах. [. Трофимов А.К., Григина О.М. К методике количественного палеоклиматического анализа по геологическим и палинологическим данным. -Фрунзе: Илим, 1978.] Экзарационно-нивальный тип рельефа. Кары и цирки в пределах верхнего яруса рельефа. Кары и цирки в осевых частях высоко приподнятых хребтов образуют альпинотипный рельеф, наложенный на разновозрастные элементы доледникового рельефа.

Разрушительная деятельность, приуроченная главным образом к водораздельным и приводораздельным зонам хребтов, выразились либо в значительной перестройке древнего рельефа, либо в его полном уничтожении. Водоразделы некоторых хребтов буквально разъедены экзарационно-нивальными формами рельефа.

С другой стороны, имеет место и обратный процесс-уничтожение форм древнеледникового рельефа последующими процессами эрозии и денудации-современные ледники и снежники наследуют древние цирки и кары.

В количественном отношении как древние так и современные цирки и кары наиболее широко развиты на Северном Тянь-Шане, поскольку это наиболее приподнятые участки горной страны. Они встречаются в верховьях почти всех рек и ручьев, стекающих со склонов Кунгейского, Заилийского, Кыргызского хребтов. В современных цирках и карах, заполненных фирном и льдом, в настоящее время интенсивно протекают экзарационно-нивальные процессы рельефообразования. Древние цирки и кары, обычно расположенные ниже современных, сильно разрушены и заполнены продуктами гравитационно-солифлюкционной деятельности. [. Трофимов А.К. Материалы по стратиграфии четвертичных отложений бассейна р. Сарыджаз. -Фрунзе: Илим, 1984.] Троги в верховьях современных долин, местами расчленённыепозднечетвертичными врезами. Почти все долины рек, стекающих с высоко приподнятых хребтов, по всей морфологии разделяются на две части:эрозионную с преобладающим V-образным поперечным профилем и экзарационно-нивальную (троговую) в верховьях с U-образным профилем. Троги раннечетвертичного оледенения практически не сохранились, во-первых, потому что, троги следующего оледенения были больше по своим размерам и уничтожили предыдущие, во-вторых, подвергаясь и другим видам разрушительных процессов из-за своей относительной древности. Однако кое где на днищах древних долин, куда выходили ледники подножий нижнечетвертичной эпохи и где то до сих пор сохранились морены этого времени, из-под них просвечивает коренной цоколь с явными следами ледниковой полировки и экзарации.

Самые молодые, позднечетвертичныетроги могут быть выделены как таковые, там где они остались в отдельных частях предшествующих среднечетвертичныхтрогов, например урочище Кайкы в долине р. Кабырга на южном склоне Кунгей Ала-Тоо.

Однако в подавляющем в большинстве случаев, когда межледниковый врез конца среднего плейстоцена не успел распространиться далеко от устий рек в днища среднечетвертичныхтрогов, ледники позднего плейстоцена, значительно сократившись в размерах, сползали вниз по трогам предыдущего оледенения. Поэтому почти все троги, которые сейчас наблюдаются, являются трогами максимального долинного оледенения среднего плейстоцена. Длина трога - слепок с длины ледника, а верхняя граница ледниковой полировки-слепок с мощности ледника этой эпохи. Как известно, если мощности ледников превышали место перегиба склонов в долинах с выпуклыми склонами, могли образовываться троги с плечами альпийского типа, если мощность была меньше этого перегиба, формировались троги без плеч, т.е кавказского типа, которые явно преобладают на Тянь-Шане. Стенки трогов, как правило, пологие, часто задернованы по остаткам морен. Если они представлены обнаженными коренными породами, то на них видна ледниковая полировка, а иногда борозды и шрамы, ориентированные по движению льда. В большинстве трогов можно наблюдать ригели, которые разделяют древние цирки значительных размеров. Очень часто можно видеть, как к единому древнему цирку приурочены несколько более мелких цирков позднего плейстоцена - голоцена. Нередко, перед ригелем расположены небольшие озера, а на самом ригеле можно видеть небольшие отдельные бараньи лбы, или даже их скопление в виде ландшафта курчавых скал. В пределах южного склона Кунгей Ала-Тоо единственным и значительным по протяженности трогомсубширотной ориентации является Чонаксуйскийтрог длиной 17 км, которому свойственна и большая высота 3400-3600 м, с превышением над днищем долины на 120-360 м.

Все остальные троги южного склона Кунгей Ала-Тоо имеют меридиональное направление. Самые значительные из них Чокталский - длиной 15 км, Чолпонатинский и Бактуудолонатинский имеют длину от 9 до 12 км.

От центральной части склона Кунгей Ала-Тоо к востоку и западу, параллельно с сокращением длины самого склона сокращается и протяженность трогов от 6 до 1 км. Аналогичная закономерность формирования трогов меридионального простирания характерна для большинства хребтов Тянь-Шаня.[. Трофимов А.К., Абдрахматов К.Е., Трунилин С.И. Строение четвертичной толщи Восточного Прииссык-Куля. -Фрунзе: Илим, 1988.]

3.3 Предгорный тип рельефа

Террасы адырного комплекса представлены средним и нижним адырным уровнем среднечетвертичного комплекса. Они сложены различными генетическими отложениями: озерными, аллювиальными, аллювиально-проллювиальными, флювиогляциальными, гляциальными и т.д. В Ысык-Кульской впадине значительно расчлененные поверхности террас адырного комплекса распространены в предгорных частях Кунгей и Терскей Ала-Тоо. В среднечетвертичное время здесь существовала подгорная денудационно-аккумулятивная равнина. В позднечетвертичное время эта вся равнина была значительно приподнята, в результате чего в настоящее время, она значительно или полностью размыта. Самое широкое распространение имеет аккумулятивный адырный комплекс на юго-восточном обрамлении Ысык-Кульской впадины, восточнее реки Барскоон, где ширина предгорий отчлененных от осевого поднятия длительно живущим разломом, составляет от 12 до 6 км. На южном склоне Кунгей Ала-Тоо аккумулятивный адырный комплекс наиболее представителен в междуречье Чон-Ак-Суу, Чолпон-Ата, где ширина его достигает 9 км. Западнее реки Чолпон-Ата полоса адыров сужается до 1,5-5 км, а восточнее долины Чон-Орюктю она выклинивается совсем. В предгорной зоне Кунгей Ала-Тоопозднесреднечетвертичная терраса характеризуется размытым, типично адырным рельефом на высоте 1900-2000 м, (300-400 м над уровнем озера). В междуречье Сёгеттю - Четки-Долоноту, поздесреднечетвертичная аккумуляция лежит непосредственно на древней денудационной поверхности и распространена фрагментарно на высоте около 1800 м (200 м над уровнем озера). В низовьях реки Сюттю-Булак, при входе ее в широтную щель фрагменты террасы наблюдаются на высоте около 2000 м (400 м над уровнем озера). В горных районах уровни террас сближаются и сопрягаются с днищами троговых долин, выполненных моренами эпохи второго оледенения.[. Трофимов А.К. Четвертичные отложения Иссык-Кульской впадины в связи с тектоникой. -Изв. АН Кирг. ССР. - 1990.]

3.4 Равнинный тип рельефа

Аккумулятивный тип рельефа. Аккумулятивные равнины во впадинах Северного Тянь-Шаня сохранились, перманентно перекрываясь более молодыми пластовыми образованиями, пока впадины продолжали прогибаться. Поэтому в днищах впадин сформировался самый молодой рельеф. Горное обрамление крупнейших впадин Кыргызстана на протяжении всего новейшего этапа поднималось и одновременно разрушалось. Естественно, поэтому аккумулятивные формы рельефа в горах имеют сравнительно ограниченное распространение, если не считать число местных насыпных форм в виде морен и всякого рода гравитационных образований, наложенных на скелетные формы деструктивного рельефа. Единственной зоной, где мог сохраниться аккумулятивный рельеф возрастом древнего позднего плейстоцена, являются предгорья, образованные за счет вовлечения в поднятие периферийных частей впадин, а также поднятия внутри самих впадин. Как только какая либо часть пластовых равнин подключалась к поднятию, она тут же начинала размываться, чаще всего до полного уничтожения. Однако фрагменты поверхностей, выработанных на аккумулятивных отложениях, разной степени сохранности, все же остаются в рельефе. Они приурочены главным образом, к впадинам и к районам древних оледенений. Аллювиальный подтип рельефа. Дробно-расчлененная нижнечетвертичная терраса и равнина с покровным галечником, имеет весьма ограниченное распределение. Ее фрагменты сохранились лишь в зоне предгорий (верхний адырный уровень), на месте которых в раннечетвертичное время существовала подгорная денудационно-аккумулятивная равнина. Они встречаются и в тех внутригорных впадинах, которые в нижнечетвертичное время представляли собой тектонические долины, затем вышедшие, в самом начале среднечетвертичного времени, из зоны аккумуляции.

На южном склоне Кунгей Ала-Тоо фрагменты раннечетвертичной аккумулятивной равнины сохранились в междуречьях Чолпон-Ата, Чон-Ак-Суу, на высоте 2200-2300 м. Этот район является опорным при выделении чолпонатинской поверхности, которая соответствует высшим точкам на кровле шарпылдакской свиты. В нее переходят флювиогляцианальные отложения древней морены с относительным превышением 500-600 м над урезом реки Кыз-Коргон.

Аллювиально-пролювиальный подтип рельефа. К этому подтипу относятся фрагменты подгорной аллювиально-пролювиальной подгорной адырной равнины среднечетвертичного возраста, наблюдаемые на северном склоне Терскей Ала-Тоо и на южном склоне Кунгей Ала-Тоо. На южном склоне хребта Кунгей Ала-Тоо подобная терраса представлена небольшими изолированными останцами, которые сохранились в междуречье Чолпон-АтаКенсуу. Абсолютная высота останцев с запада на восток понижается от 2200 до 2000 м. К западу от долины р.Орто-Кой-Суу до Боомского ущелья высота ее увеличивается от 2200 м до 2500 м. Аккумулятивный чехол маломощный и составляет 10-20 м. Слаборасчлененные подгорные равнины и низкие террасы. К этому подтипу относятся аллювиально-пролювиальные равнины голоценового возраста, простирающиеся прерывисто у южного склона Кунгей Ала-Тоо, от долины реки Чон-Орюкты до Тору-Айгыра и у подножия северного склона Терскей Ала-Тоо. На западе они выполняют днища Барбулак-Жукутейской, Донуз-Кудук-Орто-Токойской впадин, шириной до 5 км. Они сложены галечно-песчанными и суглинистымаллюво-пролювием сухих дельт. Слаборасчлененные равнинный комплекс. В котловине озера Ысык-Куль с удалением от озера, замещаются аллювиальными-пролювиальными образованиями в долинах рек Тюп, Жыргалан, Барскоон. Обширную равнину шириной от 3 до 6 км образует поздневерхнечетвертичная терраса к востоку от долины реки Жети-Огуз. Севернее от города Каракол она заходит в долину реки Жыргалан.

В долине реки Ак-Терек терраса этого возраста имеет абсолютную высоту 1800 м, а на востоке котловины, в долинах крупных рек Чычкан, Жууку 1900 м. Повсеместно поверхность ее расчленена современными эрозионными процессами.Обрамляющая с севера приысыккёлскую равнину терраса представлена аллювиально-пролювиальными отложениями верхнечетвертичного возраста. Основная площадь ее распространения находится к западу от реки Чон-Орюктю. К северу от поселка Ананьево, поздневерхнечетвертичная терраса шириной 1,5 км, имеет высоту над озером 70 м. По бортам долины реки Чон-Ак-Суу она приподнята над озером на 190 м. В низовьях реки Орто-Кой-Суу, по обоим бортам поздневерхнечетвертичная терраса сложена мощными флювиогляциальными конусами выноса-продуктами размыва лежащих в верхней части долин морен. Ее высота над озером около 400 м и 30-40 м над руслом реки.

К западу от реки Чоктал площадь позднечетвертичной террасы увеличивается в низовьях всех крупных рек. Наибольшим распространением она пользуется в междуречье Дёресуу-Тору-Айгыр, где близко подходит к берегу и высота ее снижается до 100 м над озером. В горной части речных долин абсолютная высота террас увеличивается до 1900-2200 м. Все поздневерхнечетвертичные террасы северного борта Ысык-Куля отличаются большими уклонами от гор к озеру.[. Шульц С.С. Анализ новейшей тектоники и рельеф Тянь-Шаня. 1948.]

3.5 Приозёрный тип рельефа

Формы рельефа приозёрного подтипа в Тянь-Шане имеют ограниченное распространение. Они весьма характерны для Ысык-Кульской, Сон-Кульской и Чатыр-Кульской межгорных впадин, где занимают их днища от береговой линии до подошвы хребтов. Наиболее распространенными формами рельефа подтипа являются озерные террасы. Выделяется три возрастные генерации этих террас:среднечетвертичная, верхнечетвертичная и голоценовая, а также две террасы, не расчлененные по возрасту. Среднечетвертичная озерная терраса на западном берегу залива Ордёк-Учаар поднята на 110 м над уровнем озера, абсолютная высота 1720 м. На высоте Ысык-Кульской впадины, на правом борту реки Жыргалан, севернее горы Тепке, на вытянута в северо-восточном направлении почти на 6 км. Здесь ее абсолютная высота составляет 1720-1750 м. Еще более значительнее по площади фрагменты среднечетвертичной террасы вытянуты цепочкой по водоразделу Сухого хребта, на абсолютной высоте 1660-1750 м (высота над озером 50-90 м). На южном склоне Кунгей Ала-Тоосреднечетвертичные озерные осадки перекрыты более молодыми позднеплейстоцен-голоценовыми конусами выноса. Следует отметить, что озерные отложения среднечетвертичного возраста обнажаются на 40-150 метровых уступах хорошо сохранившихся террас, в глубине Боомского ущелья 10-15 км, что подтверждает трангрессию озера Ысык-Куль в это время. Озерно-дельтовая равнина выделяется по северному берегу озера Ысык-Куль. Она образована в результате наложения на озерные позднечетвертичные террасы конусов выноса рек, стекающих с хребтов Кунгей и Терскей Ала-Тоо. Такая равнина тянется почти непрерывной полосой от залива Тамга на запад, вдоль южного берега Ысык-Куля, а высоте 15-20 м над озером. По северному обрамлению - озерно-дельтовая равнина начинается восточнее г.Балыкчи. Уступ ее, высотой от 2-3 м до 5-6 м, тянется вдоль дороги по горизонтали 1620 м. Наиболее крупными являются дельты рек Тору-Айгыр, Дёре-Суу, Чоктал.

Озерно-дельтовая равнина обладает довольно значительными уклонами от гор к озеру. На востоке она тянется до долины реки Кичи-Булак, где незаметно сливается с позднечетвертичной аллювиально-пролювиальной равниной. Конусы выноса Кутурги, Курменты и других, более восточных рек, из-за грубых валунно-галечниковых образований можно с большим основанием отнести к пролювиальным отложениям.

Слаборасчлененные и нерасчлененные террасы, точный возраст которых по тем или иным причинам не удается определить, не несут на себе чехла пролювиальных отложений и имеют ограниченной распространение в Ысык-Кульской впадине. Самые значительные площади распологаются у устья р.Тюп, терраса тянется с северо-востока на юго-запад на 7,5 км, при ширине 2,2 км. Эта же терраса шириной 300-400 м, на протяжении 10 км окаймляет с севера склон г. Оргочор до устья Чон-Кызыл-Суу, имея ширину 200-300 м. Её продолжение небольшими фрагментами наблюдается на правом и левом бортах долины р. Жууку. Солифлюкционно-гравитационный подтип рельефа широко распространен в зоне современного оледенения. Псевдоморены существенно отличаются от типичных морен. Отличие это сводится к следующему: во-первых, моренный материал окончательно откладывается в результате сокращения ледника, а материал псевдоморен-при сползании отложений морен под действием силв тяжести или сезонных водных потоков, текущими под моренами, по днищам ранее выработанных крутопадающих трогов. Во-вторых, псевдоморены отличаются от морен текстурными особенностями: оползающие гравитационно-солюфлюкционные массы всегда имеют флюидальную текстуру, представленную волнообразными натеками, ориентированными поперечно к направлению течения, чего нет у настоящей морены, в третьих, соскальзывание морен, приводящее к образованию псевдоморены, может стимулироваться сейсмическими проявлениями.

На южном склоне Кунгей Ала-Тоосолифлюкционно-гравитационные отложения встречаются в бассейне реки Чон-Ак-Суу, где образуют псевдоморенные формы рельефа. В верховьях реки Кулаган-Ташкрутонаклонныйтрог оканчивается тремя хорошо развитыми цирками. Сорванный ледник (более 5 кв. км) заканчивается на высоте 3700 м, ниже него, до высоты 2900 м, на протяжении около 2,5 кв. км, залегает морена. Еще ниже расположенапсевдоморена, которая по крутому склону спускается до русла реки Чон-Ак-Суу, перекрывая древние морены.

Очевидно, что под действием солифлюкционно-гравитационных процессов морена была смещена вниз по склону на 1,5 км. Максимальная ширина ее 500 м, мощность 20-30 м. Общая площадь потока вместе с современной мореной составляет 2,8 кв. км. На поверхности псевдоморены много поперечных дугообразных валов, что указывает на ее нестабильное состояние.[. Шульц С.С. К вопросу о генезисе и морфологии речных террас / Труды комиссии по изучению четвертичного периода. -М., 1934.]

Заключение

Цель и задачи поставленные в работе выполнены. В частности подробно изучена физико-географическая характеристика южного склона Кунгей Ала-Тоо, в которой также был описан климат данного региона, почвенный покров, реки и озёра, растительный и животный мир. Подробно изучены геоморфологические особенности и геологическое строение данного хребта. Проведённые исследования позволяют сделать вывод, что геологическое строение данного региона изменялось на протяжении тысячелетий, приобретая новый физико-географический характер. Результаты всей предшествующей геологической деятельности складываются на современном облике ландшафтов. Реликты былой геологической истории различных фаз оледенения выражаются в древних моренных отложениях, в повсеместной развитой торговой форме речных долин и большом количестве древних каров и ледниковых цирков. Специфика экологических условий ландшафта южного склона Кунгей Ала-Тоо во многом определяется рельефом, главную роль в формировании которого играет тектоника, а также процессы эрозии и экзарации. Новейшие тектонические движения, увеличивая крутизну склонов и уклон русел рек, содействуют бурному развитию эрозии, селевых явлений, обвалов и т.д., что имеет большое значение в формировании ландшафтов. Цель выпускной квалификационной работы состояла в изучении глубокого прошлого геологии склона, а также в физико-географическом описании хребта Кунгей Ала-Тоо. В процессе выполнения данной работы был изучен ряд вопросов геологического и геоморфологического строения Кунгейской складчатой системы - ее тектоническое строение, история образования и находящиеся на ее территории месторождения полезных ископаемых. Понимание геологического строения хребта немало важно для экономического развития региона, а также способствует качественному пониманию геологии планеты.