Розділ 6 північна Америка і гренландія

Розділ 6 ПІВНІЧНА АМЕРИКА І ГРЕНЛАНДІЯ

Загальна площа материка Північна Америка складає близько 24,3 млн. км², о. Гренландія - 2176 тис. км². Відстань від північного краю Гренландії до Північного полюса становить близько 800 км, а південь континенту знаходиться на широті Бомбея. На такій великій за площею території рельєф характеризується значною різноманітністю: від крижаного щита на півночі, до пустинних плоскогір’їв на півдні.

Особливості морфоструктури дають підстави виділити в Північній Америці три крупні геоморфологічні зони: рівнинно-плоскогірну зону (I); гірський пояс північноамериканських Кордільєр (II); Східно - Тихоокеанський гірський пояс (III); окрім того, як самостійна геоморфологічна зона, що не належить до морфоструктур північноамериканського чи південноамериканського континентів - Центральну Америку (IV) (мал. 27).

 

РІВНИННО-ПЛОСКОГІРНА ЗОНА ПІВНІЧНОЇ АМЕРИКИ І ГРЕНЛАНДІЇ

 

Рівнинно-плоскогірна зона включає п'ять геоморфологічних країн: гори, плато і плоскогір'я островів Гренландія і Канадського Арктичного архіпелагу, Лаврентійське плоскогір'я, Центральні рівнини і плато Північної Америки, Апалачські.гори, Берегові рівнини.

 

Лаврентійське плоскогір'я

 

Ця територіязаймає північну частину материка від Великого Ведмежого озера на заході до п-ова Лабрадор, закінчуючись на півдні нерівною лінією, що проходить через озера Вінніпег, Верхнє, Гурон і долину р. Святого Лаврентія. В межі цієї геоморфологічної країни входить і низовинна рівнина побережжя Гудзонової затоки.

Головна риса плоскогір'я - вирівняність рельєфу, складеного в основному гнейсами, гранітами, кристалічними сланцями архейського і протерозойського віку. Середні відмітки цокольної рівнини складають 200 - 400 м, хоч па п-ові Лабрадор зустрічаються середньогірські масиви висотою 1500 - 1600 м. Пологохвилястий і горбисто-западинний рельєф плоскогір'я відображає вплив як геологічної структури (в першу чергу), так і четвертинного зледеніння. У цьому відношенні Лаврентійське плоскогір'я близьке до цокольних рівнин Феноскандії і Карелії.

В основі структур Лаврентійського плоскогір'я лежить Канадський кристалічний щит. Потужність земної кори досягає 30 - 38 км. В районі гори Черчілл вона збільшується до 53 км, а в районі Гудзонової затоки складає 42 - 52 км. Поверхня Канадського щита формувалася в субаеральних умовах починаючи з палеозою. Крейдова трансгресія перекривала лише частину західного краю щита. Тому рельєф розвивався у відносно стабільних тектонічних умовах на протязі декілька сотень мільйонів років.

Характерні форми рельєфу Лаврентійського плоскогір'я - гірські кряжі з відносними висотами 80—120 м (на Лабрадорі 300—400 м), друмліни, різноманітні екзараційні і екзараційно-тектонічні улоговини, заповнені водою, лінійні денудаційні улоговини. Серед незліченних улоговин зустрічаються округлі лійки і кільцеві вали астроблем

На південному сході Гудзонової затоки в області розповсюдження протерозойських осадово-метаморфічних порід поширений куестовий тип рельєфу, представлений асиметричними грядами висотою до 300 м. Пологий схил куест повернутий до центру затоки.

У четвертинний час вся територія Лаврентійського плоскогір'я неодноразово покривалася льодом, потужність якого в районі Гудзонової затоки іноді перевищувала 3000 м. Льодовики майже повністю знищили існуючі тут раніше рихлі відклади, зрізали і згладили виступи скельних порід, утворивши друмліни, баранячі лоби і кучеряві скелі.

У початкових і кінцевих стадії розвитку заледеніння перед фронтом льодовиків нерідко утворювалися загатні озера. В районі нинішнього оз. Вілніпег і південно-західної окраїни Гудзонової затоки в минулому існувало велике прильодовикове оз. Агасіз; в районі південного узбережжя Гудзонової затоки - оз. Аджібуей. Їх глибина досягала сотні метрів і ймовірно, що в деяких місцях край Лаврентійського льодовикового покриву знаходився наплаву. Спуск води з озер мав катастрофічний характер.

Центрами заледеніння вважаються л-ов Лабрадор і район на захід від Гудзонової затоки, які називають Лаврентійським і Киватинським центрами. Напрям озів, камів, екзараційних улоговин вказує на те, що з цих центрів льодовики розросталися і рухалися не тільки на південь, але і на північ, північний захід і північний схід. Відступ льодовиків викликав гляціоізостатичне підняття плоскогір'я.

Походження багатьох обривів по периферії Гудзонової затоки (на відстані 20 -150 км. від берега), долинних каньйонів, а також існування численних (близько 180) берегових ліній пов'язане саме з цим підняттям.

 

Центральні рівнини і плато Північної Америки

 

Пластові рівнини і плато смугою обрамляють Лаврентійське плоскогір'я із заходу, південного заходу і півдня. Ширина рівнин змінюється від 400 км. на заході (в межах Канади) до 1200 км. на півдні (США). У північній частині вони дренуються річками басейнів Маккензі і Нельсон, в південній - Міссурі і Міссісіпі. Вздовжпівденної окраїниі Лаврентійського плоскогір'я простягається система западин, зайнятих озерами Верхнє, Мічіган, Гурон, Ері, Онтаріо. Абсолютні відмітки пластових рівнин змінюються від 1700 м біля підніжжя Скелястих гір до 400 - 500 м в басейні р.Огайо.

Геологічна будова цього регіону характеризується поширенням майже горизонтально залягаючих товщ палеозойських, мезозойських і кайнозойських осадових порід потужністю від 3 до 6 км. Потужність земної кори коливається в межах 40 - 55км., що підкреслює платформенний режим розвитку цього регіону.

Вздовж межі з Лаврентійським плоскогір'ям прослідковується серія моноклинальних ступенів, куест, плато. Структурні ступені висотою 200 - 300 м спостерігаються і в інших областях пластових рівнин.

Значна частина рівнин покрита чохлом льодовикових і лесових відкладів, вік яких в системі стратиграфічних схем Північної Америки встановлений не однозначно. Тому вік тих чи інших поверхонь рельєфу розглядається по-різному.

 

Апалачські гори

 

Цей регіон об'єднує гори, численні плато, плоскогір'я, піднесені рівнини і простягається вздовж південно-східної окраїни материка на 2600 км. (мал. 30). Максимальні відмітки зосереджені на крайньому південному заході в межах Голубого хребта (2036 м).Навсій іншій частині рельєф має середню висоту 1000 -1300 м. Характерною рисою рельєфу є повздовжня зональність основних орографічних елементів, витягнутих з південного заходу на північний схід. До них відносяться геоморфологічні провінції: Апалачське плато; Велика Апалачська долина; кряжі і хребти; плато Підмонт; гори і плато Нової Англії і о. Ньюфаундленд. Ширина Апалачських гір коливається від 300 до 500 км.

Апалачські гори складені палеозойським складчастим комплексом осадових і кристалічних порід (вапняками, пісковиками. глинистими сланцями, аргилітами, кварцитами, гранітоїдами). У структурному відношенні вони належать до зони герцинід, Їм властиве поздовжньо-зональне розташування складок, розірваних тектонічними порушеннями і місцями насунених одна на одну. Регіон характеризується континентальним типом будови земної кори, потужність якої складає 32 – 45 км.

Апалачське плато є геоморфологічною провінцією, куди входять (з південного заходу на північний схід): плато Камберленд (800 – 1000 м) і Аллеган (600 -1480 м).

 

 

Мал. 30, Орографічна схема Апалачських гір (за Ф. Кінгом):

1 - рівнини; 2 - райони з низьким розчленованим рельєфом; 3 - плато, обмежені уступами; 4 - хребти, кряжі і долини; 5 – гори

 

Плато обмежені на північному заході уступом висотою близько 200 м, в обривах якого відслонюються вапняки і пісковики девонського і кам'яновугільного віку. Рівень плато зрізає зібрані в пологі складки палеозойські породи, тому аструктурні риси рельєфу тут є очевидними. Глибоке ерозійне розчленовування (150 - 300 м) дещо понижує середній рівень Апалачського плато і зменшує вирівняність вершинних поверхонь межиріч. Ступінчаста будова схилів як правило обумовлена виступами пластів різної денудационной стійкості.

На південному сході Апалачське плато обмежене високим (близько 500 м) уступом, який складений пластами кам'яновугільних пісковиків. На крайньому півдні спостерігаються гряди куест, утворених карбонатними породами ордовіку і карбону. Поширення вапняків призвело до появи на багатьох ділянках плато карстових улоговин, воронок, печер.

Велика Апалачська долина, яку нерідко називають Провінцією Хребтів і Долин (1200 -1500 м) досягає в ширину 40 - 60 км. і витягнута на 800—950 км. Згладжений рельєф невеликих хребтів і широких западин, зайнятих річковими долинами, складений пісковиками, вапняками, кварцитами, глинистими сланцями, які зім'яті в неширокі складки і розірвані численними тектонічними порушеннями. Для цієї провінції характерні антиклінальні і синклинальные долини, моноклінальні хребти. Вибіркова ерозія і денудація зумовили різко виражений літоморфний рельєф. Хребти складені в основному пісковиками і кварцитами; долини - вапняками і глинистими сланцями. Річкова сітка, що дренує Велику Апалачську долину має шпалерний малюнок; спостерігається безліч наскрізних долин.

Апалачські кряжі і хребти. Найбільш високі гребені хребтів в осьовій зоні Апалачських гір складені виверженими, метаморфічними і рідше - осадовими породами. Найбільше привертає увагу Голубий хребет. Його ширина досягає майже 50 км. По своїй морфології - це середньовисокі гори з гострими або округлими гребенями і крутими схилами, прорізанимичисленними річковими долинами. Сліди четвертинного зледеніння на Голубому хребті виражені у вигляді льодовикових карів.

Плато Підмонт -передгірська підвищена рівнина (80 - 500 м) - розташована на південно-східній окраїні Апалачських гір і має ширину від 50 до 200 км. Вонаскладена в основному метаморфічними породами, на поверхні яких ареалами збереглися кори вивітрювання. Для зовнішнього краю рівнини характерні невисокі останцеві масиви (абсолютна висота400 - 500 м). Перетинаючи Підмонт, річкові долини мають невироблений ступінчастий поздовжній профіль з численними водоспадами. Хвилясті глинисті рівнини чергуються з низькими піщаними горбами і грядами, складеними вивержиними і метаморфічними породами. I

Гори і плато Нової Англії і о. Ньюфаундленд. Геоморфологічна провінція Нової Англії розташована на крайньому північному сході Апалачських гір.Відмічаєтьсяпоєднання гірськихгряд (5917 м) і плато. У геологічній будові беруть участь кристалічні, осадові, метаморфічні породи палеозойського і рідше - мезозойського віку. Головна відмінність рельєфу цієї провінції від решти провінцій Апалачів - його значна льодовикова обробка. Межа максимального поширення четвертинних льодовиків перетинала Апалачські гори приблизно по лінії озеро Ері - Нью-Йорк, тому на всій території Нової Англії, навіть на найвищих вершинах, зустрічаються сліди діяльності покривних льодовиків.

Ньюфаундлендське плоскогір'я (200 - 800 м) є фрагментом древнього пенеплену з горбисто-косогірним рельєфом. Улоговини і річкові долини часто заповнені мореною і флювіогляціальпими відкладами. Ця ж пенепленізована поверхня продовжується на південний захід впритул до р. Гудзон.

Характерними для цієї провінції є відособлені гірські масиви із округлими або сплюснутими вершинними поверхнями (гора Монаднок, 965 м, Пасмо Президентів, 1640 - 1917 м та інші). На сплюснутих межиріччях подекуди зустрічаються гори, складені сильно зруйнованими гранітами.

Головні риси рельєфу Апалачських гір обумовлені інтенсивною і тривалою діяльністю ерозії і денудації при слабо виражених і диференційованих тектонічних рухах. Існування рівнів денудаційних вирівняних поверхонь (Аналачське плато, плато Підмонт та ін.) привели В. Девіса (1889) до висновку про наявність тут різновікових поверхонь вирівнювання: юрсько-крейдового, палеогенового пенепленів, неогенової поверхні вирівнювання. Багато елементів рельєфу вважаються успадкованими від рельєфу мезозойського і ранньокайнозойського часу.

По особливостях морфоструктури північна частина Апалачів дещо відрізняється від південної. Якщо па півночі (Ньюфаундлендське плоскогір'я) переважають брилові, то на півдні - складчасто-брилові структури. Тому поряд із поздовжньою зональністю рельєфу слід відзначити і поперечну.

 

Берегові рівнини

 

До геоморфологічної країни Берегових рівнин відноситься нерівна смуга низовин, що оточують з півдня Апалачські гори і Центральні рівнини. Вони включають приатлантичні рівнини, п-ів Флоріду, басейн нижньої течії р. Міссісіпі і пригирлові частини річок Бразос, Колорадо і Ріо-Гранде, які іноді називають Примексіканськими рівнинами. Абсолютні відмітки низовин коливаються від 0 до 60 - 70.м.

Берегові рівнини складені потужними товщами крейдових, палеогенових і неогенових порід, приурочених до крупного прогину, що обрамовує Північну Америку з півдня і південного сходу (мал. 31). Участь четвертинних відкладів в цьому розрізі порівняно невелика. В межах прогину є ряд западин і піднять, які різняться глибиною залягання фундаменту на багато сотень метрів. У сучасному рельєфі ці структури виражені слабо. Потужність земної кори досягає 32 - 35 км., до того ж в пригирловій частині Міссісіпі на долю осадового шару припадає 10 -14 км.

У рельєфі виділяються смуги дельтових і прибережних рівнин (поблизу берегової лінії), плейстоценових морських терас, грядового і рівнинного денудаційного рельєфу, що формувалися в різний час і врізних палеогеографічних умовах.

Рельєф північної частини Берегових рівнин характеризується поширенням низовинних плоских ділянок, звивистістю контурів і численними затоками. Останні розглядаються як затоплені річкові долини.

У північно-східній частині Берегових рівнин на Атлантичному побережжі між гирлами річок Саскуїханна і Потомак від берега моря в сторону континенту послідовно змінюють один одного: лляж – 7-8-метрова морська тераса - серія вищих (від 12 до 82 м) терас. Найкраще виражена брівка 7-8-метрової тераси. Потужність четвертинних відкладів тут коливається від 50 до 100 м. Найбільш висока берегова лінія моря встановлена на висоті 17-22 м.

Більша частина території низинного п-ва Флоріда є денудаційно-карстовою рівниною з мережею підземних галерей, часто заповнених водою. По йогопериферії повсюдно простежується смуга морських терас і берегових ліній сангамонського віку. Близька картина спостерігається на північний схід від Флоріди, де зустрічаються карстові депресії і глинисті горби, а ближче до Апалачів - ділянки піщаних плато.

Район пониззя і гирла Міссісіпі є системою терас і вкладених дельт різного віку. Межиріччя Ріо-Гранде і Нуесес зайняті піщаною рівниною, що сформувалася на древніх дельтових відкладах. Останні складають побережжя між Бразосом і Міссісіпі.

Дельтова рівнина Міссісіпі - сильно заболочена поверхня з численними озерами і протоками. Прируслові вали досягають висоти 5 - 6 м. Крім того, зустрічаються пологі острівні височини, обумовлені соляною тектонікою.

Із заходу до дельтової рівнини Міссісіпі примикає смуга завдовжки 250 км і шириною до 50 км, що отримала назву Ченієр-плейн. Її характерними рисами є: чергування маршів і вузьких піщано-черепашкових валів, паралельних береговій лінії. Висота валів сягає 2 - 4 м,ширина коливається від 50 -100 до 1000 м. Це своєрідний тип берега, що підкреслює ритмічний розвиток дельтової рівнини.

Еолові рівнини в південно-західній частині даного регіону сформувалися на місці четвертинних дельтових утворень (лагун, ватів, валів). Еоловий рельєф представлений в основному піщаними дюнами і дефляційними улоговинами.

Таким чином, Берегові рівнини мають різну будову в різних своїх частинах, обумовлену, з однієї сторони, неотектонічними рухами, а з іншої - впливом моря і річок. Тому серед них зустрічаються як акумулятивні, так і денудаційні поверхні.

 

Мал. 31 Узагальнений розріз “геосинкліналі” Мексиканської затоки (за X. Бернардом)

 

Рельєф рівнинно-плоскогірної зони Північної Америки відображає не тільки структурно-тектонічні, але і структурний-літологічні особливості геологічної будови. Разом з пластовими рівнинами, відрепарованими складками і іншими, поширені інверсійно розвинені морфоструктури. Суттєву роль у формуванні крупних форм рельєфу відіграло пліоцен-четвертинне заледеніння. Воно вплинуло на рельєф не тільки прямою дією льодовиків на підстилаючу поверхню, але і діяльністю прильодовикових процесів (гляціоіэостазія, лесоутворення, зміна площі і конфігурації річкових басейнів таін.).

 

Гори і плоскогір'я Аляски

 

Рельєф Аляски відзначається значною різноманітністю. Приморські рівнини по периферії п-ова Аляска відокремлені від внутрішніх областей високими хребтами; Юконське плоскогір'я розділене на ділянки окремими западинами; широкі річкові долини (Юкон, Куськоквім та ін.) направляючи стік в Берінгове море, дренують величезну територію.

Геоморфологічна країна гір і плоскогір’їв Аляски займає майже весь півострів, за винятком Алеутського і Аляськінського хребтів, гір Чугач і приморських рівнин на крайньому півдні, що відносяться до геоморфологічної зони Східно -Тихоокеанського гірського поясу. Основні орографічні елементи даної країни - Арктична приморська рівнина(0 - 200 м), хр. Брукса (2816 м). Юконське плоскогір'я (1000 - 1500 м), гори Куськоквім (1374 м).

В геологічній будові території беруть участь породи допалеозойського, палеозойського, мезозойського і кайнозойського віку. Серед осадових порід широко поширені сланці, вапняки, аргиліти, кварцити, конгломерати. Вивержені породи представлені тріасово-юрськими і юрсько-крейдовими гранітоїдами; вулканогенні - палеозойськими кислими ефузивами, туфолавами та іншими; метаморфічні - протерозойсько-ранньопалеозойськими гнейсами, сланцями, породами зеленокам’яної формації. Вони, як правило, представлені рядом лінійних структур субширотного або південно-західного простягання, зім'яті в складки, створюючи вузькі антикліналі і широкі сплюснуті синкліналі, ускладнені серіями регіональних поздовжніх розломів. Час формування більшості структур відносять до юри, іноді - до крейди. Між домезозойськими і мезозойськими структурами встановлюється певна відповідність по формі і орієнтуванню. Між структурами мезозоїд і сучасним рельефом також можна відзначити багато спільного. Таким чином, сучасна морфоструктура відображає риси древнього структурного плану і є частково успадкованою.

На крайній півночі Аляски біля підніжжя хр. Брукса розташована широка (до 150 км.) смуга Арктичної прибережної рівнини. Її основою служить крупний прогин, заповнений потужною (4,8 км.) товщею осадових порід. Хребет Брукса утворився в крейдово-ранньокайнозойський час і по своїй морфоструктурі представляє собою складно побудоване блоково-насувне утворення. По системі глибинних розломів в пізній крейді і початку кайнозою відмічено насування хр, Брукса на Арктичну прибережну рівнину. Разом з тим значне поширення слабо деформованих тектонічними рухами неогенових відкладів свідчить про стабілізацію цієї території в кінці кайнозою.

Рельєф хребта характеризується існуванням в західній частині великих поздовжніх депресій, розташованих всередині системи коротких, але достатньо високих (1100 -2200 м) хребтів, що зазнали значної льодовикової обробки. На схід поздовжні долини поступово зникають, змінюючись поперечними наскрізними долинами. На крайньому сході в горах Романцова (2816 м) переважає різко розчленований гостровершинний рельєф з невеликими каровими і долинними льодовиками.

Близько 97% всіх льодовиків поширено на північних схилах хр. Брукса. Льодовики розміщені в інтервалі висот 1600 - 2500 м; нижче прослідковується пояс кам'яних глетчерів і морен із льодовиковим ядром.

Провінція Юконського плоскогір'я і гір Кускоквім характеризується чергуванням обширних депресій і низьких округло- або плосковершинних хребтів, на фоні яких відособлено припіднімаються гірські масиви. Хребти і масиви розчленовані асиметричними річковими долинами, характерною рисою яких є широкі заболочені днища, перекриті соліфлюкційними і лесовими шлейфи. Долини річок Юкон, Танана, Кускоквімта ряду інших дренують замкнуті депресії і западини, заповнені пліоценовими і четвертинними відкладами, із-за чого долини набули чітковидної будови.

Низькіхребти відрізняються округло- або плосковершинним формами з порівняно пологими схилами. Наприклад, на п-ові Сьюард спостерігаються хвилясті плоскогір'я (до 1200 м), складені кристалічними сланцями і гранітами. Вершинні поверхні межиріч часто покриті товщею (1 - 1,5 м) мулистих пісків еолового генезису, під якими відслонюється щебнистий елювій потужністю 0,7 - 6 м. Такі ж особливості характерні для межиріччя річок Танана і Юкон і інших гірських областей.

У рельєфі депресій і западин часто простежуються два типи поверхонь: заплавні і низькі надзаплавні тераси і накладені на них конуси виносу. Більшість русел річок переповнено піщано-галечниковим матеріалом і має дерево видну будову. Крім того, в бортах долин зустрічаються акумулятивні товщі галечників двоярусної будови: внизу залягають галечники темно-оранжевого, а зверху - світло-сірого кольору.

В западині у верхів'ях р. Кускоквім виявлено крупний (більше 50 км. в поперечнику) конус виносу, ускладнений грядами кінцевих морен. Схили тут складені валунними глинами, гравієм, пісками, мулом потужністю більше 100 м. В долині р. Кускоквім спостерігаються три тераси, поверхні яких покриті чохлом еолових супісків.

Юконська рівнина (так називають крупну депресію в середній течії р. Юкон) займає площу близько 26 тис. км². Значна її частина представлена алювіальними терасами Юкону. У північній частині простежуються високі (60 – 150 м) цокольні тераси. На поверхні терас і біля підніжжя схилів межиріч повсюдно поширені потужні лесовидні суглинки.

Незначне поширення мають курумові схили, кекури і невеликі зруйновані кари - сліди дуже древнього (дочетвертинного?) зледеніння. На схилах гірських масивів в східній частині Юконського плоскогір'я досить багато кам'яних глетчерів.

На підвищенній рівнині Поркьюпайн (по назві однойменної річки, правої притоки Юкону) в базальних горизонтах озерно-алювіальних осадів виявлені пліоценові і ранньочетвертинні піщано-галечникові відклади з лінзами торфу і мулу. Це свідчить про глибоке розчленування території долинами річок перед початком плейстоцену.

Сліди древнього заледеніння на Юконському плоскогір'ї найчіткіше фіксуються на периферії хр.Бруксаі Аляскінського хребта.Набільшій же частині території вони виражені дуже слабо, із-за чого дослідники вважають, що плоскогір'я навіть в епоху максимального поширення льодовиків залишалося позальодовиковою областю.

В цілому ж Юконському плоскогір'ю притаманніблокова морфоструктура і диференційовані неотектонічні рухи невисокої амплітуди. У зв'язку з цим суттєву роль в сучасному рельєфотворенні відіграють морфолітогенетичні процеси, що відособлюють гранітні масиви, дайки, зони розломів.

 

Скелясті гори

Ланцюг високих паралельних хребтів і гірських масивів, що простягається на 3200 км, відокремлює рівнини Північної Америки від Тихоокеанського побережжя. Його ширина 390 - 700 км. Сюдивходять обширні міжгірські западини і плато із значною висотою (гора Елберт, 4399 м). Ця діпянка має назву Скелястих гір. Іноді до Скелястих гір відносять територію плато і плоскогір’їв, розташовану між побережжям Тихого океану і головним хребтом Скелястих гір. Проте і по своїй морфоструктурі, і по особливостях розвитку рельєфу вона різко відрізняється від власне Скелястих гір і це дало підставу виділити її в окрему геоморфологічну країну.

 

 

Мал 32 Положення рову Скелястих гір в орографічній структурі Кордільєр (за І, П. Герасимовим): 1 – “рів Скелястих гір”

 

У геологічній структурі північної, центральної і південної частин Скелястих гір є ряд відмінностей. В північній частині (гори Маккензі, Селуін, Пеллі) при одному і тому ж субмеридіональному простяганні відзначаються: глибокі вертикальні розриви (рів Тінтіна), брилові структури (кряж Уернек), скибоподібно-насувні структури (гори Селуїн). Характерною рисою цього регіону, як і Скелястих гір взагалі, є не збільшення, а зменшення потужності земної кори (від рівнин Північної Америки до Скелястих гір включно) з 50 - 45 до 40 - 35 км.

У центральній і особливо в південній частині цієї геоморфологічної країни широкого поширення набули рифтогенні морфоструктури (рифт Ріо-Гранде та ін.).Потужність земної кори на ційтериторії коливається від 30 до 50 км.

Геологічна будова г і р М а к к е н з і характеризується наявністю широких коротких складок, ускладнених пологими насувами. Значне поширення мають тут протерозойські сланці, кварцити, алевроліти; палеозойські вапняки; мезозойські пісковики, алевроліти, глинисті сланці, конгломерати; палеоцен-еоценові континентальні піщано-вуглисті породи.

Рельєф гір Маккензі - сильно розчленовані грядові межиріччя з крутими схилами і гостровершинними гребнями. На схилах гір, повернених в сторону Юконського плоскогір'я, в карах, інколи в долинах поширені невеликі льодовики (гори Логан, Селуїн та ін.). У басейні Саут-Наханні зустрічаються крупні карстові печери.

Тектонічні рухи в пліоцен-четвертинний час зумовили складчасто-блокову морфоструктуру. При перетині блоків, що зазнавали в цю епоху підняття річки утворили каньйони глибиною в сотні метрів. Четвертинні льодовики неодноразово покривали східні і західні передгір'я Маккензі.Насході льодовики Лаврентійського покриву зливалися з гірсько-долинними льодовиками Маккензі. Тут так само, як і на Лаврентійському плоскогір'ї, вльодовикові епохи формувалися прильодовикові дамбові озера. Їхні сліди залишилися у вигляді підвішених внутрішніх дельт (басейн р. Коппермайн).

Г о р и Ф р а н к л і н простягаються у вигляді низької гряди вздовж східного передгір’я гір Маккензі. Між ними проходить долина р. Маккензі, закладена уздовж осі мезозойського прогину. Гори Франклін характеризуються складчасто-насувною морфоструктурою і близькі по цих особливостях до скиб Українських Карпат.

“Р і в С к е л я с т и х г і р” представляє систему вузьких почергово змінних лінійних западин, що досягають довжини 1500 км. при середній ширині 6 - 12 км. (рис-32). Западини закладені на крупному прогині, що відокремлює головний хребет Скелястих гір від хр. Колумбія.

За розривами на західному борті рову Скелястих гір встановлено насув докембрійських порід на більш молодші за віком гірські породи. Рів має круті скелясті стінки (місцями схили набирають вигляд фасеток), глибину 1000 - 2000 м і трапецеподібний поперечний профіль. У подовжньому профілі рову відмічено ряд похованих глибоких (іноді нижче рівня океану) улоговин, заповнених уламковим матеріалом.

Дно перекрите неоген-четвертинними алювіальними, озерними, схиловими і льодовиковими відкладами. Ріки, що протікають по днищу, мають досить часто різні напрями стоку.Там, дев пліоцен-четвертинний час льодовики заповнювали улоговини, рів набув виду трогової долини. Характерно, що з віссю рову Скелястих гір не пов'язана ні магматична, ні вулканічна діяльність. Все це зумовило появу ряду гіпотез щодо історії формування цієї западини.

Деякі дослідники вважають, що місцеположення рову і його будова тісно пов'язані із древніми ерозійними долинами, що існували в період формування пенеплену Скелястих гір, які заклалися по одній із систем активних насувів. Згідно іншої гіпотези, рів виник при піднятті склепіння Скелястих гір і може служити прикладом рифтової долини на ранній стадії розвитку.

Незалежно від пропонованих гіпотез, можна констатувати, що рів проходить біля західного підніжжя Скелястих гір і є їх природною межею. Величезна довжина рову пояснюється тільки тектонічними переміщеннями в його зоні і, можливо, горизонтальними зрушеннями

У центральній частині Скелястих гір головний хребет виражений найбільш чітко. Його ширина досягає 200 - 300 км. Як і передовим хребтам на східному схилі Скелястих гір, так і для головного хребта типовою є блоково-насувна структурою (рис.33). У рельєфі ці особливості виражені гірсько-куестовою формою гір, ускладненою гляціальним морфогенеэом, що сформував карлінги і гострі гребені

 

 

Мал. 33. Геологічний розріз північноамериканських Кордільєрів (за Унлером) Осадові породи: 1 - кайнозойські, 2 - мезозойські. 3 - палеозойські. 4 - докембрій, 5 -граніти, 6 - гнейси, 7 - тектонічні порушення

 

Тут спостерігаються різноманітні поєднання вершинних поверхонь і схилів. Широко поширені плосковершинні поверхні і округловершинні межиріччя інтерпретуються як залишки пенеплену Скелястих гір, що існував в палеоцен - міоцені. У пліоцені склепінчасте підняття призвело до розколів пенеплену, блоки якого були припіднятими або опущеними на різну висоту. У плейстоцені амплітуда тектонічних рухів не перевищувала 600 м. Відповідно, до початку плейстоцену контрастність рельєфу вже досягала 2 км., а абсолютна висота – 2 - 2,5 км.

Сучасне заледеніння середньої частини Скелястих гір незначне: карові і гірско-долинні льодовики із швидкістю сповзання 4 - 30 м/рік. Вони облямовані грядами кінцевих морен. Поверхню льодовиків іноді перекривають активні кам'яні потоки і глетчери.

Пліоцен-четвертинне зледеніння цієї частини Скелястих гір було у багато разів більшим від сучасного, І. П. Герасимов припускає, що воно носило в основному гірсько-долинний характер, Це підтверджується повсюдним поширенням трогових долин, досить часто крупних розмірів. Долинні льодовики на східному схилі змикалися з покривними льодовиками рівнин.

Широке поширення четвертинних льодовиків і інтенсивна акумуляція рихлих відкладів в річкових долинах привели до значного розширення їх русел. Особливо яскраво це проявилося в поздовжніх долинах, закладених по системах тектонічнихпорушень. Тут відмічені складно побудовані поховані долини, заповнені як мореною, так і флювіогляціальними і озерними осадами.

Південна частина Скелястих гір по особливостях своєї орографії, обрисах контурів, морфоструктурі різко відрізняється від північної і центральної частин. Починаючи від гір Біг-Белл (2957 м) у верхів'ях Міссурі, цей регіон простягається до гір Сангре-де-Крісто (4386 м) іскладається з коротких поздовжніх н поперечних лінійних хребтів, відособлених масивів і плоскогір’їв. Тут відсутній єдиний орографічний стержень Скелястих гір, і вони мають вигляд гірських районів, розділених широкими міжгірськими западинами.

На відміну від скибово-насувної і складчасто-блокової морфоструктури північних і центральних Скелястих гір на півдні переважають блокові і брилові утворення кулісоподібної форми. Фрагменти пенеплену Скелястих гір піднімаються до відміток 3 -3,5 км. Амплітуда пліоцен-четвертинних тектонічних рухів досягала в цьому регіоні 1200 - 2000 м, тобто була в два рази вищою, ніж в центральній частині Скелястих гір.

В районі гірського ланцюга Абсарока (4008 м), де знаходиться Ієллоустонський національний парк, розташовано обширне неоген-четвертинне лавове поле із залишками крупної кальдери. В даний час тут спостерігається «сольфатарная стадія» вулканізму: гарячі джерела, зокрема гейзери; травертинові тераси; грязеві вулкани.

Передовий хребет (Ларамійські гори та ін.) є цокольним плато, складеним кристалічними породами. Гори Сан-Хуан (4345 м), хоч і представлені вулканічними породами, також зберегли на вершинних поверхнях фрагменти вирівняного рельєфу. Широке поширення залишків древніх поверхонь вирівнювання, хоч і на різній висоті, створює враження існування у минулому гігантського плоскогір'я, в якому ерозія створила глибокі долини, а тектонічні рухи підняли або опустили окремі ділянки. На південних схилах Передового хребта поширення набули кам'яні глетчери довжиною 100 - 200 м і куруми.

Накрайньому півдні Скелястих гір (на південь від 40° з. ш.) спостерігається система гірських гряд і западин, що розміщені вздовж р. Ріо-Гранде. Г о р и С а н г р е-д е – К р і с т о тут піднімаються до висоти 4386 м. Кулісоподібно розташовані западини мають відмітки близько 1000 м. Днища останніх заповнені неоген-четвертинними відкладами потужністю 2 - 4 км. і обрамлені крутими тектонічними порушеннями, що проникакають на глибину більше 10км. Гори, що оточують ці западини, разом з виступами кристалічного фундаменту містять широкі лавові поля і вулканічні споруди міоцен-пліоценового віку.

В історії розвитку рельєфу Скелястих гір виділяють наступні етапи:

П і з н я ю р а– п і з н я к р е й д а - підняття деяких сегментів Скелястих гір при існуванні мілководих морських осадів в інших ділянках. Поява перших насувних і складчасто-насувних морфоструктур.

П а л е о ц е н – е о ц е н - формування кінцевого морфоструктурного плану гірських споруд. Помірні тектонічні рухи. Утворення низькоконтрастного рельєфу (пенеплен Скелястих гір).

О л і г о ц е н – склепінчасто-брилове підняття і деформації пенепленізованого рельєфу; прояви вулканізму, платобазальтів.

М і о ц е н – п л і о ц е н - інтенсивне блокове розчленування земної кори; рифтоутворення; диференціація піднять і опускань поверхні; продовження формування платобазальтів.

П л е й с т о ц е н - деяке загасання ендогенних і переважання льодовикових процесів. Розвиток літоморфного рельєфу.

Вказані етапи розвитку не дозволяють повною мірою віднести Скелясті гори до мезозойських структур на зразок гір північного сходу Євразії Цьому перешкоджає перш за все те, що остання фаза складчастості закінчилася тільки в кінці еоцену, тобто в той час, коли на північному сході Євразії вже існував квазіплатформений режим.

Пліоцен-четвертинне підняття Скелястих гір призвело до проникнення їх вершин в межі хіоносфери із подальшим розвитком зледеніння. Починаючись на гірських масивах, долинні льодовики зливалися в передгір'ях в підніжні льодовики. Але на південь від гір Абсарока заледеніння залишалося тільки гірсько-долинним, а місцями - каровим.

Отже, в історії розвитку рельєфу окремих областей Скелястих гір є суттєві відмінності. Північна частина регіону сформувалася на місці крайового прогину у західної частині Північноамериканської платформи. Складчасті і складчасто-насувні процеси обумовили поширення лінійних гірських масивів і депресій. Центральна частина Скелястих гір сформувалася на основі древніх платформенних структур, залучених в рухому орогенну і частково в рифтогенну зони. Морфоструктура цієї області головним чином складчасто-блокова і блокова. Південна частина регіону відповідає в основному бриловій морфоструктурі, пов'язаній з інтенсивними тектонічними рухами і вулканізмом, що підкреслює рифтогенний характер рельєфотворення.

 

Внутрішні плато, гори і плоскогір'я

 

Смуга, розташована між Скелястими горами і зоною Східно-Тихоокеанського гірського поясу, витягнута від Аляски до Мексики і включає (з півночі на південь): плато Стікін, гори Скіна, плато Нечако-Фрейзер, Колумбійське плато, плато Колорадо, Провінцію Хребтів і Басейнів (зокрема Великий Басейн).

Внутрішні плато характеризуються хвилястою поверхнею з останцевими горами, що виникли на місці обширних вулканічних і денудаційних рівнин.

У північній частині цієї країни помірні тектонічні рухи створили в ранньому мезозої обширний прогин, заповнений континентальними відкладами, які в міоцені, пліоцені і четвертинному періоді неодноразово перекривалися потоками лав. Це зумовило формування горбистої поверхні (800 - 1500 м), що глибоко прорізана річковими долинами.

Особливу роль у рельєфотворенні відіграло зледеніння. По-перше, льодовики, пошир