Гірський пояс північноамериканських кордельєрів

 

Беручи початок від рівнин і плоскогор’їв Аляски, гірський пояс Кордільєрів простягається вздовж західної окраїни материка до Центральної Америки, де його відокремлюють від Анд вулканічні нагір'я Карібського кільця. Основними особливостями рельєфу гірського поясу є: паралельні ланцюги високих хребтів, плато і плоскогір'я, обрамлені гірськими хребтами, лінійні міжгірські западини рифтогенного походження.

Серед найбільш крупних хребтів: Скелясті гори (4399 м),хр. Брукса (2816 м), гори Маккензі (2469 м).

Західна межа гірського поясу проходить (з півночі на південь); по східних підніжжях Аляскінського, Берегового хребтів. Каскадних гір, хр. Сьєрра-Невада, далі на південь - по східному березі Каліфорнійської затоки.

Гірська система Кордільєрів вперше виникла в мезозої, проте, судячи із корелятних відкладів гори були невисокими і слабо розчленованими.. У другій половині кайнозою переривчасті підняття, що супроводжувалися вулканізмом, створили сучасний вид Кордільєрів.

По особливостях морфоструктури в зоні гірського поясу виділяються такі геоморфологічні країни: гори і плоскогір'я Аляски; Скелясті гори; Внутрішні плато, гори і плоскогір'я; Мексиканське нагір'я.

 

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, поширені на захід від Берегових хребтів перегороджували стік річок із Скелястих гір в Тихий океан. Це викликало утворення на внутрішніх плато величезних дамбових озер, спуск яких часто носив катастрофічний характер. По-друге, виверження вулканів в четвертинний час іноді співпадали з епохами широкого розвитку передгірських льодовиків, а це приводило до появи шлейфів льодовиково-вулканічних осадів.

Прикладом першої особливості рельєфу є льодовикове оз. Мізула, що виникло при перегородженні льодовиками р. Кларк-Форк. Мізула було одним з найбільших четвертинних дамбових озер на внутрішніх плато. Глибина озера біля льодовикової дамби досягала 600 м, а площа акваторії — 7,5 тис. км². Слідами рівня води цього озера є берегові лінії на абсолютній висоті 1340 м і мулисті шаруваті осади. При катастрофічному спуску вод озера утворилися ерозійні каньйони глибиною в сотні метрів і гірлянди галечникових валів, що фіксують дальність викиду алювіального матеріалу. Близькими рисами характеризуються дамбові прильодовикові озера Кер-д'Ален, Спокан, Колумбія.

У позальодовикових областях внутрішніх плато Канади спостерігаються численні плосковершинные межиріччя, прикриті лесовым чохлом потужністю 30 - 45 м. Походження лесових горбів тут, як і на Алясці, пов'язують з еоловими процесами. Це підтверджується, по-перше, лінійним розташуванням лесових горбів, паралельним напряму переважаючих вітрів; по-друге, збільшенням потужності лесів з підвітряної сторони виступів корінних порід; по-третє, рівномірним збільшенням розмірів уламкових зерен в лесах у північно-східному напрямі.

К о л у м б і й с ь к е п л а т о (200 - 1000 м), яке перетинають ріки Снейк-Рівер і Колумбія, складене в основному вулканогенними породами. Глибокі (до 600 м) каньйони, вироблені річками в лавових покривах є характерною рисою рельєфу цієї території. Тут збереглися долини стоку талих вод древніх льодовиків, виражені у вигляді ланцюжка крутосхилових улоговин, затоплених озерами. На окраїнах таких каналів.стоку формувалися крупні водоспади, що залишили сліди у формі еворзійних лійок.

У південній частині цієї геоморфологічної країни розміщена п р о в і н ц і я Х р е б- т і в і Б а с е й н і в - один із найцікавіших геоморфологічних регіонів Землі. Середня висота рельєфу досягає 1400 - 1700 м,максимальна - 4356 м. Характерна риса рельєфу - чергування різко окреслених коротких субпаралельних хребтів (Хребти) і плоскодонних улоговин (Басейни), що їх розділяють, заповнених потужними товщами рихлих відкладів. Численні сухі ерозійні улоговини своїми гирлами прив'язані до безстічних западин. Подекуди збереглися солоні озера (найбільше з них - оз. Солт-Лейк).

Довжина хребтів складає 60 -140 км., ширина основи - до 25 км. Схили сильно розчленовані і обривисті. Біля підніжжя нерідко простягаються щебнисті осипні шлейфи. У північній частині провінції вздовж гірських хребтів нерідко прослідковуються скидові уступи. Ланцюжки таких прямолінійних уступів тягнуться на десятки і сотні кілометрів, переходячи з одного хребта на іншій і перетинаючи іноді днища улоговин.

Намежі Скелястих гір і Великого Басейну, східніше оз. Солт-Лейк, розміщений величезний по протяжності (більше 350 км) активний розлом Уосатч, виражений в рельєфі у вигляді уступу висотою 15 - 25 м. По цьому розлому зміщені тераси оз. Бонвілл, пізньочетвертинні моренни, яри, тераси річок. Схили в зоні розлому мають вид фасеток.

Морфоструктура Провінції Хребтів і Басейнів характеризується значною складністю будови. Хоча більшість ділянок має скидово-брилову будову, окрім них зустрічаються пологі складки, насуви, тектонічні зміщення. Найбільш інтенсивний розвиток блоків почався в кінці міоцену, коли і зародились найбільш крупні хребти і улоговини. Як правило, хребти є горстами (іноді нахиленими), розвиток яких пов'язують з рифтогенезом цієї території. У деяких районах блокоутворення триває до теперішнього часу, про що свідчать численні землетруси.

Рифтова система Провінції Хребтів і Басейнів складається ізокремих смуг улоговин-грабенів, які в одних місцяхмають паралельні, а в інших — кулісоподібні обриси. Амлітудависот між днищами грабенів і вершинами хребтів-горстів досягає 3000 - 4000 м. В основному у цій провінції переважають структури розтягування земної кори, хоч є і структури стискання.

У четвертинний період північ провінції неодноразово перетворювалася на озерний край із-за появи великої кількості озер, які займали днища улоговин. В окремі епохи плейстоцену акваторії дрібних озер зливалися, формуючи два гігантських басейни - Лахонтан і Бонвілл.

 

 

 

Рис 34. Межі максимального поширення вод оэ. Бонвілл і деформація його берегових ліній (за Ф. Кінгом):

1 - найвища берегова лінія оз. Бонвілл: 2 - сучасні озера; 3 - ізолінії деформацій берегових ліній (м). 4 - розлом Уосатч

Озеро Бонвілл знаходилось у північно-східній частині даної провінції (мал. 34). Сучасні озера Солт-Лейк, Ютаі деякі інші сьогодні є залишками величезного озера-моря, що існувало тут в плювіальні епохи четвертинного періоду. Площа акваторії Бонвілла досягала 51,7 тис км²., а глибина - 335 м. За своїми розмірами його можна співставити з озером Мічіган, Сліди урізу води цього озера збереглися у вигляді численних берегових ліній і терас, складених озерними відкладами. Вивчення керну свердловини глибиною більш 300 м, пробуреної на південному березі оз. Солт-Лейк, показало, що тільки за четвертинний період епохи озерних трансгресій повторювалися не менше 28 разів Найбільших розмірів озеро Бонвілл досягало у вісконсині, коли різко зменшувалося випаровування. В цей час на півночі улоговини оз. Солт-Лейк існував періодичний стік вод через сідловину перевалу Ред-Рок-Пас в басейн р. Снейк-Рівер. Сліди діяльності катастрофічного потоку, що затопив рівнину Снейк-Рівер, збереглися у вигляді гігантського каньйону і потужних (до 90 м) товщ валунно-галечникового матеріалу, усередині яких зустрічаються брили діаметром до 3 м.

Озеро Лахонтан практично було безстічним, займало площу 22400 км² і досягало глибини 210 м. Воно існувало на заході Провінції Хребтів і Басейнів в той же час, що і Бонвілл.

Найбільш древні берегові лінії Бонвілла і Лахонтана деформовані (рис.34), а іноді і розірвані тектонічними рухами, про причини яких до цих пір немає єдиної думки.. Одні дослідники вважають джерелами рухів відновлення ізостатичної рівноваги після зникнення величезних мас води (Лахонтан вміщав близько 1250 км³ води); інші-активні рухи земної кори, що продовжуються і в наш час.

У середній частині Провінції Хребтів і Басейнів розташована плоскогірна область, зайнята пустелями Сонора і Мохаве.Вонахарактеризується рельєфом пластових рівнин з острівними горами і мережею уешів. Породи кристалічного фундаменту перекриті пісковиками, лавами і туфами пізньоміоценоіого віку. Гірські масиви сильно зруйновані процесами ерозії і денудації. Біля їх підніжжя поширені щебнисті покриви, які вважають педіментами.

П л а т о К о л о р а д о (3861 м) є структурною рівниною, що оточена грядами куестів і гірськими спорудамиСкелястих гір. У його межах виділяються області Північної западини, каньйонів і плато, високих плато Юта. Складене платоКолорадо горизонтальними або нахиленими пластами пісковиків, вапняків, глинистих сланців, конгломератів, кварцитів палеозойського, мезозойського і кайнозойського віку. На північному заході і південному сході осадові породи перекриті покривами базальтів і туфів.

На фоні одноманітної рівнинної поверхні плато височіють денудаційні останці, складені осадовими породами із горизонтальним заляганням; місцями спостерігаються руїни вулканів і свіжі шлакові конуси. Плато прорізає р. Колорадо і її притоки. Достатньою водністю відрізняється тільки р. Колорадо. Її жпритоки і інші долини заповнюються водою тільки в найвологіші сезони року. Іноді зустрічаються типові африканські ваді (тут їх називають уешами або арройо).

Ерозійна робота на плато Колорадо почалася ймовірно в міоцені, що було викликане загальним підняттям цієї території разом з оточуючими її хребтами Скелястих гір на 1 - 2 км. До міоцену на місці плато Колорадо існувала рівна слабо розчленована поверхня, а стік р. Колорадо був направлений на північ і північний схід.

Будучи припіднятим над базисом ерозії (Каліфорнійська затока), плато Колорадо в пліоцен-четвертинний час піддалося глибокому, але не густому розчленовуванню долинами річок. Найвідомішим з глибоких долин є Великий каньйон р. Колорадо. Він має звивисті контури, глибину майже 1800 м і прямовисні схили, обриви, в яких відображена вся історія плато Колорадо.

Структура і рельєф по різні сторони від Великого каньйону дещо відмінні. Південніше каньйону спостерігається рівна поверхня столової рівнини, складена пісковиками; на північ від каньйону - рівнина ускладнена серією уступів по скидах, що розділяють її наряд ступінчастих поверхонь. Скиди розтинають не тільки древні відклади, але і пліоцен-четвертинні вулканіти, що свідчить про недавнє походження ступенів.

 

Мексиканське нагір'я

 

В межі цієї геоморфологічної країни входять як власне Мексиканське нагір'я, так і Західна, Східна і Південна С’єрра-Мадре.

На півночіМексиканського нагір'я розташована П і в н і ч н а М е с а, що є гірською областю з відокремленими грядами з відносною висотою 600 - 1000 м. Скелясті гребені піднімаються іноді до 2500 м. Гряди різко піднімаються над рівнем плато і нагадують острови серед одноманітної горбистої рівнини. Окрім них зустрічаються больсони (рис.35), що характеризуються наявністю центральної блюдцеподібної западини - плайя в межах обширної улоговини, симетричними схилами, що полого спускаються до западини, поясом злитих конусів виносу.

Ц е н т р а л ь н а М е с а - внутрішнє плато з середньою висотою 2000 - 2500 м, ускладнене гірськими грядами, що піднімаються до 3000 м. Тут переважно поширені вулканічні конуси, а міжгірські улоговини зайняті невеликими озерами. Характерна риса вулканічного рельєфу – кратери вибуху діаметром 600 – 1200 м і глибиною 50 – 100 м. Дно багатьох із них зайняте озерами.

 

Мал. 35. Схема будови бальсона (за Блуумом)

 

С х і д н а С’ є р р а – М а д р е - гірський ланцюг, що простягається в південно-східному напрямі майже на 1000 км, при середній ширині 100 -!50 км. У північній частині вона складається з відособлених гірських гряд, що мають переважно структурне походження. Зближуючись на південь, гряди поступово зливаються н утворюють єдиний гірський ланцюг. Характерною рисою Східної С’єрра-Мадре є її блокова морфоструктура. Серія паралельних розломів обумовила розвиток не тільки скидів, але і насувів.

Іншим гірським ланцюгом, що обрамляє Північну і Центральну Меси з південного заходу і заходу виступає З а х і д н а С’ є р р а – М а д р е. Її рельєф помітно відрізняється від рельєфу Східної С’єрра-Мадре перш за все широким розповсюдженням платоподібних ділянок гряд і широких долин. Частина плато складена покривами лав і є структурною. Гребені в гірській частині цього регіону піднімаються до 4570 м. Західний схил С’єрри-Мадре, повернутий до Каліфорнійської затоки, є лабіринтом хребтів і долин, що утворилися при ерозійному розчленуванні окраїн гір і плато бурхливими ріками.

Гірські споруди цієї області виникли в середньому міоцені. Існуючий до цього пенеплен був розбитий на ряд блоків і перетворений тектонічними рухами і вулканізмом в контрастно виражені гори.

На півдніМексиканського нагір'я розташовна В у л к а н і ч н а С’ є р р а, що є системою вулканічних гряд, конусів, плато. Висота її коливається від 3000 до 5747 м. З найбільш відомих вулканів тут слід відмітити Орісаба (5747 м), Попокатепетль (5452 м), Ікстахсихуатль (5386 м). Вони відрізняються добре вираженими конічними масивами, поверхні яких сильно розчленовані ерозією, що надає їм альпійських рис. Один з найбільш відомих вулканів в цих районах - Парикутін (2774 м), що виник в лютому 1943 р. на рівниній ділянці, де вчені змогли прослідкувати всі етапи його розвитку.

П і в д е н н а С’ є р р а – М а д р е замикає з півдня Мексиканське нагір'я. Вздовж її південного схилу протягується система регіональних тектонічних порушень, що перетинають материк і заходять в межі Мексиканської затоки. Для неї характерні численні тектонічні ступені, каньйоноподібні долини, вулканічні гряди.

Четвертинне зледеніння поширювалось в цій арідній області тільки на райони високих вулканічних конусів. Відносно молоді вулкани зумовили розвиток льодовиків в кінці пізнього плейстоцену і голоцені. Найбільш древні морени мають вік 30 - 40 тис. років.

Регіональні відмінності в рельєфі поясу північноамериканських Кордільєрів обумовлені перш за все історією їх формування. Гірські споруди Скелястих гір сформувалися на міогеосинклінальній структурі в кінці мезозою, коли на місці поясу Внутрішніх плато і плоскогір’їв ще існували передгірські низовинні рівнини. В подальшому Скелясті гори були в значній мірі вирівняні і їх рельєф майже не відрізнявся від рельєфу Внутрішніх плато і плоскогір’їв. Але починаючи з олігоцену розвиток цих двох геоморфологічних країн пішов різними шляхами. Більш роздроблені, але менш активні в тектонічному відношенні складчасто-насувні і брилові морфоструктури Скелястих гір зумовили утворення величезних лінійних хребтів і западин. Масивніші (за виключенням Провінції Хребтів і Басейнів) плато і плоскогір'я із блоковою морфоструктурою, характеризувалися інтенсивними проявами рифтогенезу і пов'язаного з ним вулканізму. Це створило серію крупних рифтогенних депресій і западин, лавові плато і плоскогір'я.

Суттєві відмінності властиві і екзогенному рельєфу північноамериканських Кордільєр. Четвертинне зледеніння Скелястих гір за площею було набагато меншим, ніж зледеніння в північній частині поясу плато і плоскогор’їв. Тому, якщо в Скелястих горах четвертинні льодовики залишили після себе тільки троги і кари, то на території плато і рівнин льодовиками біля підніжжя були створені горбисто-моренні рівнини і дамбові озера, а біля краю льодовиків - лесові рівнини.

У той час, коли на плато Стікін, Нечако-Фрейзер і інших існувало покривне зледеніння, на півдні у Великому Басейні значного поширення набули величезні плювіальні озера.

В цілому активність і різноманітність ендогенних і екзогенних процесів рельєфотворення наростали зі сходу на захід, від рівнин платформенних областей Північної Америки до гір і западин Тихоокеанського побережжя.