Каскадні гори і Берегові хребти

 

До даної геоморфологічної країни, довжина якої 3300 км., входять смуги прибережних гірських ланцюгів, конусів вулканів і вулканічних гряд, депресії - грабенів і хребтів-горстів. Це найбільш активна в тектонічному відношенні гірська країна, відома частими сучасними землетрусами і виверженнями вулканів. Походження найбільш крупних форм рельєфу пов'язують з проявами рифтогенезу. Істотна роль при цьому відводиться горизонтальним рухам вздовж крупних розломів.

К а с к а д н і г о р и (4392 м) є своєрідним плоскогір'ям, над яким піднімаються вулканічні конуси. Річки прорізали платоподібну поверхню глибокими поперечними ущелинами. Покриви лав зумовили існування на багатьох ділянках структурних плато, обрамлених зі сходу і заходу тектонічними розломами. Зовнішній край плоскогір'я розчленований поздовжніми депресіями (П’юджет-Саунд біля р. Сієтл). Депресія досягає довжини 400 км, ширини - 60 - 70 км.; при цьому дно на декілька сотень метрів опущене нижче рівня океану. Характерно, що днища невеликих лінійних депресій (оз. Чілен), закладених в зонах розривів, також знаходяться нижче рівня океану. Мозаїка різнорідних ділянок підкреслює складність і різний час формування вулканів.

Вулканічні конуси витягнуті довгим ланцюгом (з півночі на південь): Речнір (4392 м). Адамі (3751 м). Сан-Хеленс (2950 м), Худ (3427 м), Джефферсон (3199 м), Три сестри (3156 м), Скотт (2724 м), Шаста (4317 м) та інші. Поряд з горою Скотт розташована кальдера Кратер-Лейк діаметром близько 8 км і глибиною 1200м. Вона як би вкладена в плоский пологий конус. Майже всі вершини вулканів піддавалися у минулому зледенінню, а місцями (гора Рейнір) воно існує і тепер. Один з вулканів (Гарібальді), розташований на 65 км. північніше м. Ванкувера, у минулому був частково сформований на поверхні вісконсинського льодовика і при таненні останнього зруйнувався.

У четвертинний час Каскадні гори неодноразово були місцевими центрами зледеніння.Їхльодовики з’єднувалися з крижаними полями, що спускалися з Скелястих гір, а іноді досягали Тихого океану. У ряді міжгірських западин збереглися морени, а в оточуючих горах - ератичні валуни і маргінальні долини стоку льодовикових вод. Поширення льодовиків, ймовірно, відіграло свою роль в порушенні ізостатичної рівноваги земної кори, що викликало при їх зникненні підняття прибережних районів Каскадних гір. За останні 13тис. років воно становить, наприклад, в западині П’юджет 100 - 130 м.

Б е р е г о в і х р е б т и (800—2424 м) па ділянці між горами Кламат і містом Лос-Анджелес є чергуванням паралельних хребтів і долин, сформованих на моноклінальних виступах юрсько-крейдових пісковиків. На північ від Сан-Франциско прослідковується невелике поле вулканічних лав, а на південь - виступи гранітоїдів і метаморфічних порід.

У районі Лос-Анджелеса поздовжню систему хребтів діагонально перетинає система так званих Поперечних хребтів, яка характеризується надзвичайною розчленованістю і представляє собою систему горстів і грабенів.Вонисформувались при тектонічних рухах вздовж малоамплітудного, але досить активного розлому Мюррей.

Хребет С’єрра-Невада (4418 м) - крупна брила, обмежена розломами і нахилена на захід. Її короткий (10 - 20 км) східний схил має вид крутої стіни висотою 750 - 3100 м Західний схил є більш пологим, шириною близько 100 км. У північній частині С’єрри-Невади гори складені перважно вулканічними породами, що перекривали палеозойські відклади і гранітне ядро; у південній частині переважають граніти.

Якщо для східного схилу характерні форми арідного рельєфу з численними сухими долинами, то на західному схилі відзначається велика кількість ерозійних долин з постійними водотоками, конуси виносу, алювіальні шлейфи. На вершинних поверхнях осьової зони хребта збереглася ярусність денудаційних поверхонь, більшість з яких простягається вздовж річкових долин і не має відношення до циклів регіонального вирівнювання рельєфу. Визначення віку цих поверхонь полегшує наявність базальтових покривів пізньопліоценового часу, врізання річкових долин в які почалося в четвертинному періоді.

Східніше хр. С’єрра-Невада розташована тектонічна западина Долина Смерті (- 86 м). Її походження пов'язують не тільки із скидом вздовж підніжжя С’єрри-Невади, але і із спредингом і переміщенням горсту С’єрри-Невади на захід. Це вузька і звивиста улоговина, на плоске дно якої опускаються пролювіальні конуси виносу. На дні западини панують арідні умови, але в плювіальні епохи тут періодично виникали озера.

При короткочасному обводненні і зволоженні грунтів зимою на дно цієї улоговини значний вплив має еоловий фактор. По слизькій мулистій поверхні зафіксовані переміщення вітром досить крупних уламків

На захід від хр. С’єрра-Невада знаходиться крупна тектонічна депресія (Велика Долина), що дренується річками Сакраменто і Сан-Хоакін і їх притоками. Дно Великої Долини зайняте плоскою алювіальною рівниною (40 - 150 м). У геологічній будові беруть участь пізньомезозойські і кайнозойські відклади, що досягають загальної потужності 10 - 12 км. Із них тільки четвертинних відкладів тут нагромадилося близько 1000 м.

Вздовж східної і західної окраїн Великої Долини простягаються пологогорбисті підняття (100-300 м), складені древніми алювіальними відкладами. Ближче до центру депресії розташована зона злитих конусів виносу. У центрі спостерігаються широкі заболочені заплави річок. Річки протікають в сильнорозгалужених руслах, які облямовані високими береговими валами. Досить часто зустрічаються озерні улоговини. В північній частині Великої Долини спостерігаються руїни андезитовых куполів висотою 450 - 650 м, вік яких - 2 млн. років. Інтенсивність екзогенних процесів, молодий вулканізм, високі швидкості осадонагромадження в четвертинний час свідчать про активний розвиток цієї тектонічної депресії і в даний час. Припускають, що в пліоцені (аж до середнього пліоцену) Велика Долина безпосередньо приєднувалась до океану, і лише після підняття в пізньому пліоцені Берегових хребтів вона опинилася ізольованою від моря.

 

Рис. 36. Зміщення долини р.Пахаро по розлому Сан-Анреас (за В.Г.Трофимовим)

1 – русло і вузька заплава р.Пахаро (а), її дрібні притоки (б), озеро Сода-Лейк (в);

2 – пізньочетвертинна і голоценові тераси; 3 – друга надзаплавна тераса; 4 – 5 – третя і четверта надзаплавні тераси; 6 – корінний берег; 7 – розриви зони розлому Сан-Андреас.

 

НаБерегових хребтах (1500 - 2500 м) товщі ранньочетвертинних галечників і пісків досить часто є зім'яті в складки або розірвані порушеннями. До розлому Сан-Андреас приурочені зміщення деяких річкових долин (рис. 36), На південь від Лос-Анджелеса простежується ще декілька активних тектонічних зон - розлом Ла-Насьон, зміщення четвертинних відкладів по якому досягає 80 - 120 м, Хейвард та інші. По цих порушеннях відмічено деформація і руйнування міських тротуарів, тунелів, трубопроводів. Особливістю вказаних розломів є їх нерівномірна і різночасова актив-ність.Заними піднімається система плосковершинних масивів (1250 - 1500 м), складених лавовими потоками.

Співставлення положень трансформованих океанічних розломів (Мендосино, Мюррей та ін.) і меж рифтогенних областей показує, що поблизу зон деяких трансформованих розломів по обидві сторони від них змінюється не тільки тектонічна обстановка, але і рельєф. Тому поперечна геоморфологічна зональність Східно-Тихоокеанського гірського поясу швидше всього зумовлена положенням окремих регіонів між продовженням на континенті зон трансформованих розломів.

В той же час Східно-Тихоокеанський гірський пояс не можна розглядати як область сучасної геосинкліналі. Виключенням в його межах може служити тільки Алеутська дуга. Розломи в гірському поясі порушують в основному тільки верхні ділянки земної кори, не проникаючи до її основи. Незвичайна активізація морфоструктур обумовлена в основному горизонтальними зсувними рухами, які ряд дослідників пояснюють обертанням (проти годинникової стрілки) крупних блоків земної кори.

 

Центральна Америка

 

Вузький перешийок, що з’єднує Північну і Південну Америку називають Централь-ною Америкою (4211 м). В її межах знаходяться вулканічні нагір’я і плато, хребти і брилові кристалічні масиви, прибережні пластові рівнини. В геоморфологічному відношенні ця територія є окремою геоморфологічною зоною.

Вздовж Тихоокеанського побережжя простягається довгий ланцюг вулканів. Більшість з них розташовано на лініях коротких кулісоподібних розломів, які пересікаються поперечними розломами. Густа сітка тектонічних порушень пронизує всю земну кору Центральної Америки. При цьому багато поперечних розломів мають продовження на шельфах Тихого океану і Мексиканської затоки. Геологічна будова характеризується наявністю двох масивів (Гватемалський, Гондураський), складених в основному палеозойськими вапняками, пісковиками, сланцями, які прорвані гранітними і ультраосновними інтрузіями. Обидва масиви містять горсти і грабени, виражені всучасному рельєфі. На крилах піднять місцями відслонюються юрсько-крейдові відклади.

Простори між масивами зайняті вулканічними хребтами, нагір’ями, плато (2000 -4200 м). Серед них головними орографічними і морфоструктурними елементами є Тихоокеанська Кордільєра, Вулканічна Кордільєра, Нікарагуанськое вулканічне нагір'я. Загальна риса рельєфу - відособлені або злиті воєдино вулканічні конуси, багато з яких насаджені на зруйновані конуси більш древніх вулканічних апаратів.

Вулканічне нагір'я складається з ряду плато, хребтів і плоскогір’їв. Серед них зустрічаються больсони. Річкові долини закладені, як правило, в грабенах. На крайньому південному сході (Панамський перешийок) збереглися фрагменти вирівняного денудаційного рельєфу з відрепарованими останцями, складеними гранітоїдами.

На фоні вулканічних форм різким контрастом виглядають древньольодовикові кари (хр. Кордільєра-де-Таламанка) на висоті більше як 3100 м. У річкових долинах в вершинному поясі майже відсутні тераси і вони характеризуються крутими схилами,, що обумовлює значне поширення обвалів, зсувів, тропічної соліфлюкції.

На північ від Гватемальського брилового масиву розміщена пластова рівнина Петен, складена вапняками, мергелями, глинами крейдового і палеоген-неогенового віку із горизонтальним заляганням пластів гірських порід. Але і в її межах зустрічаються структури грабенів, які свідчать про активний вплив тектонічних рухів. На вапнякових плато поширений карст.

Вулканізм в Центральній Америці розпочався в мезозої. Кристалічні масиви і древній вулканізм вказують на існування цього регіону в докайнозойську епоху. Відповідно, стійкість і направленість розвитку його рельєфу є значними. Багато дослідників схиляються до думки про існування тут у минулому вулканічної дуги, окремі ділянки якої то занурювались під рівень океану, то навпаки, піднімались над ним, досягаючи значної висоти.

Регіон Центральної Америки часто розглядають в якості південно-західного сегмента острівних дуг Карибського басейну. З позиції “тектоніки плит” це підтверджується в зоні субдукції на південному заході Центральної Америки. Існування цієї зони пояснюється приуроченістю вулканічної гряди до південно-західного побережжя. Трансформовані поперечні розломи згідно з цією схемою виникли пізніше – в пізньому міоцені – пліоцені.

Згідно з другою гіпотезою Карибський регіон є частково зануреним континентальним масивом, а Великі Антильські острови є відповідно його залишками. На це вказує наявність континентальної земної кори під Карибським морем, хоч тут також наявні ділянки океанічної кори.