Карпати

Альпи

Альпи - одна з найбільших гірських країн в європейській підзоні Альпійсько-Гімалайського гірського поясу. Довжина її складає майже 1200 км. Це система високих (понад 4000 м) і середніх гір з глибоко і різко розчленованим рельєфом, що виник на місці складчастих утворень геосинклінальної області пізнього мезозою - раннього кайнозою. Найбільш високі вершини сконцентровані в системі хребтів Пеннінських Альп, де розташовані: пік Маттерхорн (4481 м), гори Монте-Роза (4638 м), Вайскорн (4512 м).Аленайвища точка Альп - гора Монблан (4810м).

Альпи, так само як і Піренеї, не є єдиним масивним хребтом. У західній частині спостерігаються куліси хребтів Котських, Грайських і Пеннінських Альп, осі яких витягнуті в північно-східному напрямі. Такі ж куліси утворюють Бернські, Гарнські, Лехтальські Альпи. І лише в Східних Альпах хребти набувають субширотного напряму. З півночі центральні хребти оточені передгір'ями (Передальпи, Дофіне, Юра, Баварські Альпи), на півдні - Ломбардними і Венеціанськими Передальпами.

Добра геологічна вивченість Альп дозволяє детальніше розглянути їхню будову. Потужність земної кори континентального типу досягає майже 65 км. в Швейцарських Альпах і зменшується до передгір'їв до 35—30 км. Отже, коріння гір виражено тут досить виразно. Осьова зона Альп, так само як і у Піренеїв, складена породами кристалічного фундаменту: гранітами, гнейсами, метаморфічними сланцями, а краєві частини - флішевими товщами пізнього мезозою і еоцену. З півночі Альпи обрамляють низькогірні плато, розташовані на місці передальпійського краєвого прогину. На півдні розташована Венеціано-Паданський прогин, заповнений моласами. Східна частина Альп характеризується найбільш складною структурою. Системою кулісоподібних грабенів, направлених по діагоналі до основних альпійських структур, Альпи відокремлені від Західних Карпат.

За класичними вченнями про тектонічну природу Альп, останні є крупним антиклінорієм, що має складчасто-покривну структуру, яка виникла при надзвичайна сильному горизонтальному стисненні, із-за чого в умовах широкого поширення м'яких флішевих порід відбулися зриви верхніх частин деяких складок і переміщення їх на десятки кілометрів. У другій половині XIX ст. вперше було виявлено в Альпах існування шарьяжів. Одним із перших їх дослідників був швейцарський геолог Лінт, який виявив насув в горах Гларус на південь від Цюріхського озера (Східна Швейцарія), де пермські відклади перекривають нумулітові еоценові породи. Теорія гігантських шарьяжів в даний час оспорюється. Французький дослідник П. Вейре пише, що відбувалися вертикальні підняття, а не горизонтальний дрейф, затриманий сильним тертям. Кристалічні сланці в Західних Альпах були метаморфізовані ще в герцинський час. Тому цей давно затверділий матеріал фізично не може бути представлений в якості м'яких покривів. Формування Альп почалося у фазу диференційованих вертикальних піднять кристалічних масивів на межі з Венеціано-Паданською рівниною і тому із самого початку відрізнялося асиметрією морфоструктури. Підняття виявило гравітаційне зміщення верхніх горизонтів осадового чохла із сходу на захід.

Геологічна структура і літологія порід відіграють головну роль у формуванні крупних форм рельєфу Альп. Форми, складені гранітами і слюдянистими сланцями, найбільш масивні. Там, де переважають неметаморфізовані сланці, рельєф м'ягкий, поширені довгі згладжені схили, куести, денудаційні улоговини.

Цікаву характеристику основним рисам рельєфу дає Е. Мартонн: «Мешканцям рівнин на перший погляд Альпи завжди представляються світом дикої природи, і молодість рельєфу здається основною рисою долин, що поглибилися на 1500 м між розчленованими гребенями із схилами, по яких летять вниз водоспади, з гірськими обвалами і осипищами. Але перше враження незабаром стає менш різким, і звикле до альпійських ландшафтів око починає зауважувати окремі відтінки.І дійсно, річки з безперервно крутим поздовжнім профілем зустрічаються дуже рідко; ділянки з бурхливою течією чергуються з пологими, в яких розширюється поперечний профіль долини. Лише у окремих випадках лінія схилів, що веде до високих вершин, є однією прямою. Дороги і стежки, що круто піднімаються в гору перериваються пологими схилами, на яких серед лугів і полів розташувалися поселення; ці тераси (“реплати”) утворюють повсюдно суттєвий елемент ландшафту ... У Передальпах є справжні плато і округлі вершини” (Мартонн, 1950, с. 170).

Походження плато і округловершинних гребенів хребтів обумовлено різними факторами. Найчастіше такі форми рельєфу відображають склепіння вапнякових складок і, отже, є структурними. Але є і аструктурні згладжені форми, що представляють фрагменти більш древнього вирівняного рельєфу. Наприклад, в Передальпах (Дофіне), складених зім'ятими в складки міоценових пісковиків, алевролітами і конгломератами, виявлені вирівняні поверхні (наприклад, плато Шамбаран і Бонво), походження яких пов'язують з екзараційною діяльністю льодовиків.

Широке поширення вапняків зумовило розвиток в Альпах численних карстових форм. Наприклад, у Венеціанських Передальпах в межах вапнякових плато спостерігається поверхневий карст у вигляді долин, витягнутих на перші сотні метрів вздовж зон підвищеної тріщинуватості. Дно долин переважно вирівняне і досягає ширини 40 - 60 м, при глибині 10 - 30 м. Частина карстових лійок заповнена рихлими відкладами потужністю 7 - 8 м. В Ломбардських Передальпах на вапнякових плато зустрічаються крупні лійки, заповнені червоними глинами, каррри у вигляді борозен і промоїн, ніші і інші форми. Різноманіттю карстових форм і їх збереженню сприяло відособленість плато при глибокому врізі річкових долин. У Західних Альпах вапняки утворюють скельні уступи, а глибина печер досягає 1000 м.

На сході Альп розташована смуга широких діагональних депресій із рівнинним рельєфом. Депресії обмежені розривними порушеннями і є системою кулісоподібних грабенів, заповнених кайнозойськими відкладами. Тут поширені численні вулканічні і субвулканічні тіла, а також невеликі стратовулкани. Прояви вулканізму почалися в пізньому олігоцені. Перший етап вивержень тривав до середнього міоцену. У середньому пліоцені вулканічні виверження поновилися. До цього часу відноситься утворення базальтових покривів, туфових конусів, стратовулканів. Потужність деяких вулканічних покривів досягає 250 м. Вздовж лінії грабенів часто розміщуються епіцентри землетрусів. Величина занурень грабенів протягом четвертинного періоду оцінюється в 150— 200 м. При цьому відмічаються згини і розриви в товщі алювіальних відкладів.

Альпи широко відомі як країна з яскраво вираженими формами гірського зледеніння. На сучасній площі зледеніння Альп (близько 4140 км²) нараховується близько 1200 льодовиків. Найбільшим є Алечський льодовик довжиною 26,8 км. і площею 115 км². Він спускається по південному схилу одного з хребтів в Бернських Альпах. У Західних Альпах найбільша кількість льодовиків приурочена до схилів північно-західної експозиції. Льодовики північних схилів спускаються тут до відміток 2660 м, а південних — до 2900 м.

В Альпах є карові, долинні, висячі льодовики і льодовики плоских вершин. Типовими є долинні, набагато рідше зустрічаються льодовики у вигляді невеликих покривів.

В четвертинний час площа зледеніння Альп була більше сучасного приблизно в 7 разів і складала близько 28 500 км². Розташування Альп в центрі континенту зумовило тут менший розвиток зледеніння, ніж на Скандінавському нагір'ї. У щільних кристалічних породах осьової зони льодовики сформували трогові долини. Стік талих льодовикових вод через сідловину в низьких межиріччях іноді приводив до утворення ерозійних ущелин довжиною в декілька кілометрів. Висловлюють припущення, що походження знаменитих альпійських “висячих долин” пов'язано з діяльністю підльодовикових вод в головній долині, по якій рухався льодовик.

Ріст альпійських хребтів і розміри заледенінь знаходяться в тісному зв'язку. З цим, ймовірно, пов'язані відмінності в інтенсивності зледеніння Західних і Східних Альп.

К. К. Марков справедливо відзначив, що закономірність розвитку древнього зледеніння Альп - його безперервність і наростання - інша, ніж закономірність розвитку древнього зледеніння рівнин. “Гірська країна, що піднімалася, вступала у все наростаюче зледеніння, що почалося, можливо, в гюнці або ще раніше. До тих пір, поки тектонічний чинник підняття залишався провідним чинником зледеніння, ритми льодовикових і міжльодовикових епох не могли проявитися в Альпах виразно” (Марков та ін., 1967). Йімовірніше всього, що льодовики збереглися в горах і в епохи потеплінь.

Венеціано-Паданська рівнина характеризується слабо розчленованим рельєфом, широкими терасованими долинами і плоскими межиріччями. По периферії вона оточена пролювіальними шлейфами, що опускаються з Передальп і Апенін. Це типовий приклад рельєфу озерно-алювіальної рівнини. Її межами служать крупні розривні порушення. Потужність озерно-алювіальних відкладів у центрі рівнини досягає 1000 м, з них четвертинних (в районі Венеції) біля 200 м. У західній частині рівнини загальна потужність післяеоценових відкладів збільшується до 8000 м, а четвертинних - до 1000 м.

В історії пізньочетвертинного рельефотворення Венеціано-Паданської рівнини встановлено декілька етапів: а) 40000 - 22 000 років назад - існування акумулятивної озерно-алювіальної рівнини, що поволі прогинається; б) 22000— 18000 років назад - сповільнення прогинання поверхні рівнини за рахунок компенсації льодовиковими, селевими і алювіальними відкладами; в) 18000—6000 років назад - збільшення нахилу рівнини в сторону Адріатичного моря. Ерозійне розчленовування поверхні в епохи зниження рівня моря; г) від 6000 років по теперішній час - прогресуюче опускання рівнини на фоні трансгресії моря.

Опускання поверхні рівнини має декілька причин: тектонічні рухи від’ємного знаку, самоущільнення пісковиків і торф'янистих відкладів, трансгресія моря, вплив людини (відкачування грунтових вод, будівництво і т. п.).

Карпати простягаються майже на 1500 км. і є крупною гірською країною Альпійсько-Гімалайського поясу. Хоч ширина країни дещо менша, ніж у Альп, диференціація хребтів і западин тут є більшою. Міжгірські улоговини заходять глибоко в гори. Місцями зустрічаються відособлені гірські масиви. Система Карпат підрозділяється на геоморфологічні провінції Західних, Східних і Південних Карпат. Найвищі відмітки зосереджені у Високих Таграх (гора Герлаховскі штит, 2663 м), хоча вони лише незначно перевищують відмітки Південних Карпат (Фегерашські гори, 2543 м). На стику Східних і Південних Карпат розташована Трансільванське плато (500—700 м).

Для Карпат, так само як і для Піренеїв і Альп, характерна поздовжня зональність основних морфоструктурних елементів. Вигнутість Карпатської дуги зумовлена стійкістю жорсткого обрамлення з півночі Російською платформою, а з півдня Панонським і Мізійськім масивами. Основну площу складають осадові породи мезозою і кайнозою, представлені флішовими товщами алевролітів, аргилітів, пісковиків, сланців, вапняків. У будові Татр, крім того, беруть участь граніти, граніто-гнейси та ін. Такими ж породами складена середня частина Південних Карпат. У Східних Карпатах кристалічні породи поширені тільки в межах ділянок жорстких брил, залучених складкоподібними рухами в підняття гірської країни (Мармарошський масив). Вздовж південного краю Східних Карпат спостерігаються прояви вулканізму неоген-четвертинного віку (мал.9).

Істотну роль в розвитку морфоструктур Карпат відіграють розривні порушення. Вони проявляються як в крупних рисах глибинної будови, розмежовуючи складчасті області і платформенні ділянки, так і в більш дрібніших структурах. Широко поширені поперечні тектонічні розломи, які іноді перетинають усі Карпати. Широкий розвиток флішу, значна бокова напруга в гірській системі Карпат привели до утворення насувів і покривів. Багато з них досягає довжини 20 км. і має регіональне поширення.

В центральній частині Західних Карпат масиви Високих Татр, складені гранітами, гнейсами, вапняками, відрізняються різкою розчленованою рельєфу, Тут спостерігаються гостровершинні хребти, льодовикові кари, карові озера; широко поширені обвально-осипні схили.

Мал. 9. Карта підошви неоген-четвертинних відкладів Дунайських рівнин (за В. М. Миколаєвим):

1 - донеогенові породи; 2 - вулканічні породи неогенового віку; 3 - ізогіпси підошви неоген-четвертинних відкладів(км.); 4 - розривні порушення

У Західних Карпатах разом із структурними вершинними поверхнями спостерігаються аструктурні вирівняні поверхні, які створюють ряд ступенів. Верхню і середню ступені відносять до фрагментів пізньоміоценової і пізньопліоценової поверхнонь вирівнювання. Окрім них багатьма дослідниками виділяються залишки єдиного пенеплена, в який включають педіменти і абразійні поверхні.

Річкові долини в Карпатах тісно пов'язані з літолого-структурною і структурно-тектонічною будовою території, В міжгірських улоговинах і передгір'ях вони відрізняються чіткою терасованістю. Найбільш високі тераси карпатських долин відносяться до пізнього пліоцену і розташовуються на висоті 180—240 м над дном долин. Найвищі тераси спостерігаються в долині Дунаю при перетині ним Карпат в ущелині Залізних воріт: 150 - 160 м (Q_││). 200 - 210 м (Q_││2), 260 - 300 м (Q_│1).

У поздовжньому профілі річкових терас в гірських долинах спостерігаються плавні вигини, що відображають ступінь тектонічних деформацій. Ближче до передгірських рівнин площі терас розширюються і останні помітно знижують висоту; у передгір'ях Південних Карпат вони, крім того, перекриваються чохлом лесів і лесовидних суглинків і супісків. Зливаючись в один похилий рівень, тераси утворюють тут складно побудований алювіально-пролювіальний шлейф (гласис-тераси).

У четвертинному періоді Карпати, так само як Піренеї, Альпи і інші країни, піддавалися заледенінню, слідами якого є кари, карові озера, морени. У Високих Татрах асиметрична будова їх поперечного профілю призвела до більш потужнішого зледеніння південного схилу, де відмічаються сліди трьох льодовикових епох. Льодовики віслинської епохи досягали довжини 13 км., а потужність льоду в річкових долинах складала 100—280 м. На південному схилі кари розташовані на висоті 1650—2300 м, тоді як на північному - на 1500 - 2100 м.

Льодовикові форми займають вершини гір вище 1700— 2000 м і зустрічаються в основному на їх північних схилах. Є непрямі докази того, що в дніпровську епоху найбільш крупні льодовики Східних Карпат могли зливатися із зовнішнім краєм материкових покривів льоду. Зараз льодовики в Східних і Південних Карпатах відсутні, хоча свіжість льодовикових форм вказує на їх недавнє (можливо, в історичний час) існування. Поки ніде в Карпатах не виявлені сліди ранньочетвертинного зледеніння, що пояснюється недостатньою висотою Карпат в цю епоху.

<== попередня сторінка	\|	наступна сторінка ==>
Піренеї і Андалузькі гори	\|	Дунайські рівнини

Не знайшли потрібну інформацію? Скористайтесь пошуком google:

Генерація сторінки за: 0.005 сек.