Балкани

В межі Балкан входять древні масиви і гірські хребти, суттєво перетворені в неоген-четвертинний час. Найбільш крупні орографічні елементи — Динарське нагір'я, Албано-Піндські гори, Родопський масив, Стара-Планіна (2376 м),Ріла (2925 м).

Неширока (150 - 180 км.) смуга Динарського нагір'я (2522 м) витягнута паралельно до побережжя Адріатичного моря майже на 660 км. Всередині цієї гірської провінції виділяють дві області, що істотно відрізняються (Добринін, 1948): західну, складену потужними товщами мезозойських вапняків, із розрідженою річковою сіткою і широким поширенням карстового рельєфу, і східну, з поширенням палеозойських і мезозойських сланців, пісковиків, вапняків, гранітів, порфіритів, серпентинітів, з переважанням ерозійно-тектонічного рельєфу.

В обох областях в новітній час панували диференційовані блокові і брилові рухи земної кори, що створили мозаїчний розподіл поздовжніх і поперечних структур, включали як лінійні хребти-горсти і западини-грабени, так і ізометричні плато-брили. Останні найбільш характерні для вапнякової частини Динарського нагір'я, де спостерігаються обширні ярусні поверхні висотою 800 - 2000 м і зрізають складчасту структуру.

Західна частина Динарського нагір'я відома як карстова провінція з розвитком каррів, польїв, лійок, шахт, печер. Найбільш чітко карстовий рельєф виражений на плато Карст і Динара-Планіна. Полья тут досягають 60 км довжини і 10 -15 км ширини. Днища деяких з них складені озерними відкладами, які біля бортів польїв перекриті конусами виносу тимчасових водотоков. Замулювання карстових порожнин призводить до того, що в періоди сильних зливових дощів тимчасові водотоки перетворюють полья в заболочені, а місцями - в озерні ділянки, що з'єднуються між собою скелястими коридорами. В результаті хімічного вивітрювання вапняків на днищах польїв інколи накопичуються перевідкладені продукти червонуватої кори вивітрювання.

Полья - один з основних комплексів мезоформ рельєфу, що розчленовують древні денудаційні поверхні. Вони ніби “вкладені” в поверхні вирівнювання і відокремлені від них уступами висотою до декілька сотень метрів. Ймовірно, що визначальну роль в їх закладенні зіграли окрім карсту тектонічні порушення, по яких були опущені блоки земної кори. Окрім польїв в цій області багато карстових провалів, лійок. Розвиток карсту підсилюється значною кількістю опадів (більше 2000 мм/рік), які часто випадають у вигляді злив.

Район масиву гори Дурмитор (2522 м) - найвищої точки Дінарського нагір'я - характеризується значним ерозійним розчленовуванням. Ерозією тут сформовані крупні каньйони глибиною більше 300 м. Четвертинні льодовики надали частині річкових долин форму трогів, відклали в них флювіогляціальні відклади і морени. Мабуть, потоки талих льодовикових вод дещо поглибили річкові долини.

У східній області нагір'я відмічається переважання брилових хребтів і масивів, розділених улоговинами-грабенами, Останні часто з'єднуються між собою вузькими ущелинами. Вершини хребтів представлені скелястими гребенями, але місцями зустрічаються ущільнені вершинні поверхні, складені гранітами. Їх часто вважають залишками пенеплена, розбитого на окремі блоки і деформованого тектонічними рухами.

Південно-східним продовженням Дінарського нагір'я служать пасма Албано-Піндськіх гір (2764 м). Їх основу складають, так само як і у східній області Дінарського нагір'я, виступи кристалічних сланців і мармурів, обрамлені вапняковими масивами і флішевими зонами. Зберігається поздовжня зональність рельєфу, обумовлена припаруванням флішевих зон, які виражені крупними депресіями, і вапнякових масивів, що утворюють склепінчастоподібні хребти. Вершинні поверхні останніх утворюють декілька ступенів, які вважають поверхнями вирівнювання. На найвищих поверхнях збереглися численні денудаційні останці у вигляді башт і горбів висотою до 80 - 100 м. Доповнюють зовнішність таких хребтів карстові лійки і полья. Проте тут їх значно менше, ніж на Дінарському нагір'ї, В найбільш високих (вище 2300 м) областях розвинуті перигляціальні процеси. Спостерігаються схили, покриті чохлом щебенисто-суглинних відкладів потужністю 1 - 1,5 м, соліфлюкційні тераси.

На п-ові Пелопонес гори, середня висота яких складає 800 - 1200 м, набувають ще більш різкіших форм за рахунокактивних тектонічних рухів брил, що обумовило решітчасту форму розподілу гірських масивів і западин. Тільки за четвертинний час величина тектонічних деформацій тут склала 2000 м, за пізній плейстоцен - майже 100 м,за голоцен - 3 - 7 м.

Хребти і долини Р о д о п с ь к о г о м а с и в у (2191 м) мають різне орієнтування, підкреслюючи цим склепінчасто - брилову морфоструктуру. Брила Родоп нахилена на схід, складена кристалічними сланцями, гранітами, андезитами і їхтуфами, мармурами. У палеогені весь масив був розбитий на області піднять і опускань; в останніх накопичувалися піски і глини.

Про етапи тривалої денудації свідчать обширні вирівняні, припідняті в даний час горбогір’я, що збереглися в західній частині масиву. В давню поверхню вирівнювання врізані річкові долини глибиною 500 - 800 м. В окремих районах виділяють декілька рівнів денудаційних поверхонь: 2100 -1850 м, 1600 - 1300, 1000 - 900 м. На поверхні вирівнювання 1300 - 1600 м збереглися фрагменти древньої річкової сітки пліоценового віку.Наділянках, складених мармурами, спостерігаються численні карстові лійки, печери, тунелі. У східних областях масиву багато межиріч бронюються лавовими покривами.Вониутворюють структурні плато, останцеві височини.

У четвертинний період найбільш високі ділянки гір покривалися льодовиками, що сформували гостровершинний рельєф з карами і трогами.

Таким чином,врельєфі Родоп переважають денудаційно-тектонічний і ерозійно-денудаційний типи рельєфу.

Північніше Родоп широка Фракійська рівнина відокремлює їх від протяжного хр. С т а р а - П л а н і н а (2376 м), що представляє в геологічному відношенні два крупних паралельних антиклінорія, в ядрах яких виходять палеозойські осадові і вивержені породи. В центральних областях хребта спостерігаються насуви. Осьова кристалічна зона обрамлена вапняковими і пісковиковими пасмами.

В поперечному перерізі Стара-Планіна характеризується асиметричною будовою (крутий південний схил і довший пологий північний).Намежиріччях (навіть на найвищих) часто зберігаються плоскі поверхні, хоч в цілому переважає ерозійно-денудаційний рельєф. Наприклад, на масиві Равнецширина вирівняної поверхні складає майже 3 км, а довжина - 6 км.

Відмінності в літології чітко відображаються у рельєфі. В цій провінції круті схили переважно складені вапняками або виверженими породами. Місцями вони набувають вигляду майже прямовисних стін.

Основніриси рельєфу Стара-Планіни зумовлені своїм походженням вертикальними рухами земної кори, а також денудаційними процесами.

У розвиткурельєфу європейської підзони Альпійсько-Гімалайського поясу можна виділити ряд характерних особливостей.

1. Висока динамічність і контрастність неоген-четвертинних тектонічних рухів, що сформували головні риси рельєфу: у Альпах розмах рухів склав 10 - 12 км., в Карпатах - 6 - 7 км, на Дунайських рівнинах - 1,5 - 3 км. В межах поясу переважає складчаст0-блоковий тип морфоструктур, на їх фоні незначне поширення характерне для брилових морфоструктур, приурочених як правило до давніх кристалічних масивів, припіднятих або опущених нижче рівен моря. Деякі гірські споруди (Апеніни) сформувалися вже після того, як були створені основні гірські країни (Альпи, Піренеї).

2. Прогинання внутрішніх депресій (Венеціано-Паданської, Середньо- і Ніжньодунайської), яке призвело в неогені до проникненню морських басейнів всередину гірських країн, у зв'язку з чим змінювалися кліматичні і гідротермічні умови гіпергенезу і осадконагромадження. Ці жобставини сприяли перебудові річкової сітки.

3. Сліди древнього денудаційного вирівнювання рельєфу найбільш виражені на периферії гірських країн, що свідчить про переривисті підняття останніх.. При вирівнюванні формувалися не тільки денудаційні рівнини, але також горбогір’я і низькогір’я. Місцями зберігалися і середньогірні ділянки.

4. Неоген-четвертинний вулканізм найбільш властивий західній частині Апенінського хребта, Вулканічному хребту {(Карпати) і деяким іншим територіям. Він робив локальний вплив на формування зовнішності рельєфу цієї підзони Альпійсько-Гімалайського поясу.

5. Зледеніння Піренеїв, Альп, Карпат, Апенін і інших гірських країн почалося з того моменту, коли хребти, що піднімалися, стали перетинати своїми вершинами межу хіоносфери. Відмінності в темпах і часі піднять зумовили різновіковість зледеніння в різних гірських країнах. Ряд вчених обгрунтовує пізньопліоценовий (дунайська епоха) вік найдревнішого зледеніння в Альпах. Широкого поширення зледеніння в максимальну фазу досягло в Альпах і Піренеях, де льодовики збереглися, ймовірно, і в міжльодовикові епохи, В решті

<== попередня сторінка	\|	наступна сторінка ==>
Апеніни	\|	Способи подання тексту

Не знайшли потрібну інформацію? Скористайтесь пошуком google:

Генерація сторінки за: 0.015 сек.