Гори і плоскогір’я островів Гренландія і Канадського Арктичного архіпелагу

Ця країна поділяється на дві провінції: гір і льодових рівнин Гренландії, і плоскогір’їв і плато Канадського Арктичного архіпелагу.

Г о р и і л ь о д о в і р і в н и н и Г р е н л а н д і їзаплощею всього в 3 рази менші від Австралії. 84% цієї провінції покрито льодом, потужність якого в центрі перевищує 3000 м. Берегова лінія сильно розчленована, з великою кількістю фьордів, а місцями проходить по зовнішніх окраїнах льодовиків,що сповзають в море.

По особливостях геологічної будови Гренландія близька до північної частини Північної Америки. Потужність земної кори складає в середньому 43 км і належить до континентального типу, властивого багатьом древнім платформам.Тутзустрічаються як кристалічні, так і осадові гірські породи. Значна частина вільної від льоду поверхні складена гнейсами, гранітами, слюдянистими сланцами. На них залягають крейдові і кайнозойські осадові породи, перекриті у свою чергу покривами базальтів післяеоцепового віку. Базальти поширені в певній широтній смузі як на західному так і на східному побережжі Гренландії. Це дає підставу припускати, що під льодом вони з'єднуються в єдину область поширення. В кінці крейди - початку палеогену при активізації тектонічних рухів виникли крупні розломи земної кори, що відділили острів від Канадського Арктичного архіпелагу і материка. Розломи супроводжувалися виливом лав, потужність яких місцями досягає декількох кілометрів. Таким чином, Гренландія має брилову і, місцями, можливо, брилово-складчасту морфоструктуру.

До початку утворення льодового покриву Гренландія була великим плоскогір'ям (місцями - плато) з останцевими горами і центральною улоговиною. Початок появи льодовиків в периферійних горах відбувся, ймовірно, ще в міоцені, але льодовиковий щит сформувався всього 2 - 4 млн. років тому назад. Все це відбувалося при прогресуючому похолоданні клімату. При перевищенні покривними льодовиками критичної площі (близько 30 000 км²) вони дістали можливість саморозвиватися, зумовивши

Мал. 27. Схема геоморфологічного районування Північної і Центральної Америки, Гренландії

Геоморфологічні зони: I - рівнинно-плоскогірна: II - гірський пояс північно-американських Кордільєрів; III - Східно-Тихоокеанськкй гірський пояс; IV - гори і рівнини Центральної Америки

Геоморфологічні країни рівнинно-плоскогірної: зони1.1 - гори і рівнини Гренландії і Канадського Арктичного архіпелагу; 1.2 - Лаврентійське плоскогір'я; 1.3 — центральні рівнини і плато; I 4 — Апалачські гори; 1.5 — Берегові рівнини

 

 

формування кліматичних районів, в яких опади почали випадати переважно в твердому стані.

Найвища точка льодового щита піднімається до 3360 м. У центрі щита, що є великим склепінням, спостерігаються крижані куполи з рівною поверхнею. На окремих ділянках зустрічаються глибокі тріщини - сліди повільних рухів льодовика. Рівна або слабохвиляста поверхня простягається на сотні кілометрів, перериваючись біля окраїн крижаного щита ланцюжком нупатаків висотою в сотні метрів. Під час літнього танення льодовика по периферії щита талі води створюють крижані долини глибиною до 40м. Найчастіше вони спостерігаютьсяв інтервалі висот 300 - 1500 м. Такі ерозійні форми існують три-чотири роки, а потім переміщення льоду руйнують їх. Біля темних схилів нунатаків, що нагріваються сонцем, нерідко виникають крупні лійки.

Рельєф вільної від льоду території характеризується значною розчленованістю. Основною її формою є глибокі (700—1300 м) фіорди довжиною 200 км і більше. Фіорди часто переходять в коритоподібні долини, на дні яких часто розташовуються активні льодовики. Іноді фіорди поховані під товщею материкового льоду, що дозволяє припускати продовження льодовикових долин до центру острова.

Гірські області характеризуються переважанням двох типів рельєфу: гостровершинного (1500 - 3700 м) і округловершинного, часто платоподібного (300 - 1500 м). Гірські масиви і плато інтенснвно розчленовані карами. На фоні такого рельєфу різко виділяються ділянки платобазальтів і цокольних рівнин. Часто вирівняні поверхні зникають під покривами льоду.

П л о с к о г і р ' я і п л а т о о с т р о в і в К а н а д с ь к о г о А р к т и ч н о г о а р х і п е л а г у. Сюди входять крупні острови (Баффінова Земля,2591 м; Елсміра, 2926 м; Вікторія, 457 м; Бутія, 573 м; Девон, 600 м; Байлот, 1890 м та ін.). Контури багатьох з них відрізняються ортогональністю. Висота островів поступово збільшується з південного заходу на північний схід, з 150 - 200 до 2000 - 2900 м. Рівнини і плато, як правило, відповідають ділянкам з горизонтальним або моноклінальним заляганням осадових порід; плоскогір'я і гори - виступам кристалічного фундаменту

Для цієї провінції характерний континентальний тип земної кори з потужністю 32 - 45 км., що в загальному є властиве платформенним областям. У цьому відношенні провінція є схожою із Гренландією.

У геологічній будові островів спостерігається наростання дислокованості осадових порід із заходу на схід. Острови Елсмір, Свердруп та деякі інші складені складчастими і метаморфічними комплексами палеозойського і мезозойського віку, а острови Вікторія, Банкс, Мелвілл та інші - горизонтально залягаючими пісковиками, вапняками і сланцями. Найбільш молоді відклади - вугленосні неогенові осади (пісковики, вугілля, глини) потужністю до 3000 м. Досить часто вони зім'яті в складки і розірвані тріщинами

Таким чином, в післянеогеновий час ця провінція пережила сильну активізацію тектонічних рухів, з якою, можливо, пов'язані загальна роздробленість архіпелагу і ортогональні обриси контурів островів. Окрім останніх характерним є переважання крутих і обривистих, часто прямолінійних схилів, що обмежують внутрішні плато.

У рельєфі плосковершинних ділянок о. Елсмір спостерігаються гряди і денудаційні останці, складені гранітами. Східна частина острова покрита льодом; потужність якого коливається від 300 до 800 м.

На відміну від о. Елсмір, Баффінова Земля та інших островів східної частини архіпелагу рельєф західної частини (Банкс, Вікторія та ін.) характеризується значною вирівняністю. Це - головним чином структурні плато, зумовлені горизонтально залягаючими пісковиками.

В цілому для пліоцен-четвертинної історії рельєфу геоморфологічної країни гір, плато і плоскогор’їв Гренландії і Канадського Арктичного архіпелагу характерні:!) існування в дольодовиковий час (4 млн. років назад) обширних рівнин і низьких гір; 2) утворення гірських споруд в пліоцені і поява у зв'язку з цим перших гірських льодовиків; 3) неодноразове розростанняі скорочення крижаних покривів протягом плейстоцену, що привело до інтенсивної денудації поверхні. На даний час залишається невирішеною проблема загальної морфоструктури Канадського Арктичного архіпелагу.

 

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.