Розділ 1 ЄВРОПА
У зарубіжній частині Європи виділяються дві геоморфологічні зони: зона рівнини та плоскогір'я Західної і Північної Європи (I); гори і рівнини Альпійсько-Гімалайського поясу (європейська підзона) (II).
ЗОНА РІВНИН ТА ПЛОСКОГІР'Я ЗАХІДНОЇ І ПІВНІЧНОЇ ЄВРОПИ
У середині цієї зони, південна межа якої проходить по північних передгір'ях Піренеїв, Альп і Карпат, а північною межею є основа шельфу північних морів, виділяються такі геоморфологічні країни: плоскогір'я і рівнини Феноскандії(1.1); Скандінавське нагір'я (1.2); Західно-Європейські низовинні рівнини (1.3); Західно-Європейські гори і піднесені рівнини (1.4); плоскогір'я Месета (1.5); рівнини і нагір'я Британських островів (1.6) (рис.2).
Плоскогір'я і рівнини Феноскандії
У Північній Європі найбільш древній рельєф приурочений до нагір'їв і цокольних рівнин в межах Балтійського кристалічного щита. Крупними орографічними елементами виступають: западина Балтійського моря, похиле плато Норланд, височина Смоланд, піднесена рівнина Манселькя, озерне плато Фінляндії. Товщина земної кори на цій території складає 34 - 37 км. За даними геофізичних досліджень, потужність гранітного шару досягає 7 км., базальтового – 25-28 км. Проте, результати буріння Кольської надглибокої свердловини показали, що породи, які відносяться до “гранітного шару”, не закінчуються і на глибині 11 км.
У геологічній будові території беруть участь породи докембрію - граніти, порфіри, гнейси; осадові породи силурійського віку (на півдні Швеції). Вік метаморфічних порід докембрію на рівнині Манселькя складає 2,5-3,5 млрд років. На захід і схоід від цієї смуги вік докембрійских порід “омолоджується”. Найбільш древні метаморфічні породи у східній Фінляндії зім'яті в пологі складки, а місцями утворюють покриви. У ядрах складок проявляються виступи гнейсових куполів. У рельєфі останні виражені у вигляді концентричних гряд і пагорбів, між якими в депресіях розташовуються озера.
Згладжений рельєф цокольних рівнин пояснюється збереженням древнього пенеплену, походження якого до цього часу вважають умовним. Відомо, що в силурі в результаті трансгресії, море затопило обширну рівнину на півдні Феноскандії. У зв'язку з цим релікти вирівняної поверхні, на якій залягають силурійські пісковики, можуть бути або абразійною платформою, або древньою до силурійською (кембрійською?) поверхнею вирівнювання. Таким чином, платформений режим розвитку цієї території (ще із палеозою) зумовив помірні тектонічні рухи, що постійно утримували поверхню Феносканднії вище рівня моря і що забезпечували її розвиток в субаеральних умовах. Впродовж багатьох сотень мільйонів років ерозія і денудація постійно “зрізали” верхні горизонти земної кори, зберігаючи зовнішність вирівняного рельєфу.
На заході Феноскандії біля кордону із Скандінавським нагір'ям розташоване гранітне плато Норланд. Його висота змінюється з північного заходу на південний схід від 800 до 100 м. До характерних рис рельєфу тут відносяться полого хвилясті межиріччя і окремі кряжі, розбиті системами прямолінійних тектонічних тріщин.
Мал. 2 Схема геоморфологічного районування зарубіжної Європи
1 - границі геоморфологічних зон; 2 - границі геоморфологічних країн.
Країни рівнинно-плоскогірного поясу Західної і Північної Європи: плоскогір’я і рівнини Феноскандії (І.1); Скандинавське нагір’я (І.2); Західно-Європейські низовинні рівнини (І.3); Західно-Європейські гори і підвищені рівнини (І.4); плоскогір’я Месета (І.5); рівнини і нагір’я Британських островів (І.6).
Країни Альпійсько-Гімалайського поясу (європейська підзона): Піренеї і Андалузькі гори (ІІ.1); Альпи (ІІ.2); Карпати (ІІ.3); Дунайські рівнини (ІІ.4); Апеніни (ІІ.5); Балкани (ІІ.6).
Річкові долини переважно використовують ці тріщини, із-за чого характеризуються значною глибиною і обривистими бортами. Це служить також причиною того, що подовжній профіль долин не вироблений, містить багато уступів, на яких утворюються водоспади. У долині р. Далельвен - південне закінчення Норланда - виявлені перезаглиблені ділянки, заповнені водно-льодовиковими галечниками і голоценовими дрібнозернистими пісками і алевритами загальною потужністю близько 60 м. Такі ж акумулятивні ділянки зустрічаються і в інших долинах річок.
На південному заході Феноскандія закінчується куполоподібним підняттям Смоланд (377 м), що складене гранітами і гнейсами. Воно розбите радіальними тріщинами, по яких закладені долини річок. Межиріччя характеризуються плосковершинними поверхнями з невеликими замкнутими западинами.
Озерне плато Фінляндії (150—250 м) є цокольною рівниною з низькими гранито-гнейсовими грядами кварцитів, які оточені озерними улоговинами. Останні в основному структурно-тектонічного походження і виникли в останні епохи геологічного розвитку. Гряди і улоговини повсюдно оброблені четвертинними льодовиками, із-за чого на озерному плато майже не зустрічається різкі форми рельєфу.
Рельєф межиріччя рівнини Манселькя (30-750 м) багато в чому обумовлений неоген-четвертинними (у тому числі і гляціоізостатичними) тектонічними рухами. Із-за характеру блоково-брилових рухів більшість височин обмежена розривними порушеннями. На відміну від них найбільша відємна морфоструктура - западина Балтійського моря - є, за даними геофізичних досліджень, древнім прогином, обмеженим флексурами. У неогені на місці прогину сформувалася моноклинальна ступінчаста рівнина з численними озерами і річковими долинами. З початком льодовикових епох у четвертинний час озера злилися в єдиний басейн, утворивши так зване “гольштейнське море” (у середньому плейстоцені).
Значна частина неотектонічних структур Феноскандії розвивається успадковано від докембрийского і палеозойського структурних планів. Велика кількість тектонічних порушень північно-східного і північно-західного напрямів і переміщення по них протягом четвертинного періоду зумовили широке розповсюдження прирозломних западин, структурно-тектонічних уступів, коленоподібних форм річкових долин. Перетин розломів річками проявляється в різких перегинах їх подовжнього профілю, до яких приурочені багаточислені водоспади. Тривалий розвиток рельєфу в субаеральних умовах став причиною появи «тунтурі» (останців, складених стійкими до денудації кварцитів).
На більшій частині фінської Лапландії, яка складена докембрійськими кристалічними породами, широко поширені вузькі (50-120 м) і низькі (8-12 м) гряди, витягнуті на 2-4 км, що слабо перекриті зверху чохлом морених відкладів. Гряди розділені екзараційними улоговинами глибиною 7-10 м. Окрім них спостерігаються друмліни, баранячі лоби і улоговини виорювання. Потужність морени в північній частині Феноскандії коливається від перших метрів до 60 м. При цьому в найбільш повних розрізах зустрічаються два горизонти морени червоного і сірого кольорів, а також піщано-мулисті відклади, які відносяться до міжстадіалів.
У річкових долинах іноді простлідковуєьбся декілька рівнів поверхонь, сформованих внаслідок зупинки льодовика. До деяких з них приурочені невеликі нівальні ніші.
Сліди морської абразії льодовикових форм збереглися аж до відміток 150-154 м над рівнем моря (піідняття Якобсдальбергет - 170 м, на північний захід від Стокгольму). Абсолютний вік абразійних терас становить 10,5 тис. років (Балтійське озеро-море). На південний схід від Осло одновікова з ними берегова лінія простежується на відмітках 55—65 м, а на крайній півночі Фінляндії - на висоті 85—95 м. Таким чином, древні берегові лінії на побережжі Балтики значно деформовані. Причиною деформації послужило ізостатичне підняття цієї території в результаті дегляціації. Одночасно дегляціація зумовила “пожвавлення” раніше пасивних розломів і підвищення у зв'язку з цим ступеня сейсмічності. З невеликими землетрусами пов'язана, зокрема, поява в багатьох місцях тектонічних уступів висотою 10-20 м, підводних обвалів на оз. Веттерн та ін. У післяльодовиковий час підняття відбувалося спочатку дуже швидко (більше 10 см/рік). Потім швидкість його сповільнилася, а згодом стала затухати.
Існування внутрішніх озер-морів привело до акумуляції на значних територіях пухких відкладів і зміни будови подовжніх профілів річкових долин. Особливо помітним є нагромадження відкладів в нижніх ділянках річкових долин, що виходили до Балтійського моря з північного заходу і півночі. Воно проходило в анциловий час (тобто близько 8 тис, років тому). У зв'язку пройшло переформування річкової сітки і частина річок вимушена була “пропиляти” вузькі каньйони в скелях Балтійського побережжя. При піднятті поверхні тут утворилися скелясті уступи висотою до 15 м. Більшість науковців схиляється до думки, що стік через скельні пороги тривав не менше 1 тис. років і припинився лише з повним зникненням льодовикових покривів в літориновий час
Із акумулятивних льодовикових гряд найбільш відомою є система морен Салпаусселькя на півдні Фінляндії. В їх основі лежить виступ порід кристалічного фундаменту. Це подвійний, а місцями потрійний ланцюг льодовикових пагорбів завдовжки близько 550 км, що замикає з півдня озерне плато Фінляндії.
Вік Салпаусселькя 8—11 тис. років. На зовнішньому схилі південної гряди спостерігаються абразійні ніші - сліди дії хвиль Балтійського озера-моря. Салпаусселькя фіксує останню стадію насування льодовика. Правда, існує і інша точка зору, згідно якої Салпаусселькя - система флювіогляціальних дельт, що злилися, перед краєм зупиненого льодовика. Місцями дельтові відклади перекривали брили “мертвого льоду”, а їх танення стало причиною формування озерних улоговин.
Таким чином, для цокольних рівнин і низьких брилових нагор’їв Феноскандії характерним є згладжений, багаторазово переформований льодовиками рельєф. Розподіл міжгірських западин, улоговин, крупних річкових долин контролюється як системами оновлених тектонічних порушень, так і виступами найбільш стійких порід. Багато рис рельєфу обумовлено гляциоізостатичними рухами.
Скандінавське нагір'я
Оконтурюючи з північного заходу і півночі Феноскандію, Скандінавське нагір'я є системою гірських хребтів і скелястих плато загальною довжиною близько 1500 км і шириною 200-600 км. Воно характеризується асиметричним будовою (круті північно-західні і пологі південно-східні схили. Найвища точка нагір'я - гора Гальхепігген (2469м). У районі Тронхейм-фьорда хребти знижуються до 1100-1300 м, а на північ знову підвищуються, досягаючи в масиві Кебнекайсе висоти 2123 м.
Нагір'я складене пісково-сланцевими породами, вапняками, кварцитами палеозойського віку. Досить широко поширені насуви, внаслідок чого утворилися тектонічні покриви з “вікнами”. Значне поширення мають вивержені (граніти) і метаморфічні (гнейси) породи.
Гірські масиви з обширними пологими вершинними поверхнями в осьовій зоні нагір'я отримали назву ф’єльдів. Їх середня абсолютна висота становить 1200-1400 м. Ф’єльди вважають фрагментами древніх поверхонь вирівнювання. Над ними, як над п'єдесталами, часто підносяться останцеві гірські масиви з альпійським типом рельєфу. Такою є, наприклад, гора Гальхепігген. У норвезькій частині нагір'я переважно поширені ділянки плоскогір'їв, броньовані породами древніх покривів. Дещо відмінним серед брил морфоструктур Скандінавського нагір'я є “грабен Осло” - лінійно витягнута припіднята пластова рівнина з абсолютними відмітками від 50 до 450 м. Рівнина складена палеозойськими осадовими і вулканогенними породами, які залягають у вузькому (близько 40 км.) грабені, що має довжину більше 200 км. У геологічному розрізі виявлені кембрійські, силурійські і пермські породи загальною потужністю 500—600 м, що дає змогу встановити вік цієї морфоструктури. Пермські породи представлені в основному субвулканічними і вулканічними утвореннями
Сучасні уявлення про рифтогенез Землі дозволяють розглядати “грабен Осло” як один з елементів рифтової зони вздовж вказаного лініаменту. Молоді рухи в грабені змістили вулканічні породи на декілька сотень метрів. На те, що активність рухів у розломах продовжується вказує і частота невеликих землетрусів в Осло-фьорді.
Таким чином, Скандінавське нагір'я є бриловою морфоструктурою. Іноді його називають “відродженими” горами зони палеозойської складчастості.
Сучасне заледеніння нагір'я зосереджене в масивах Юстедальсбре, Ютунхеймен, Фольгефонн, Кебнекайсе та ін. Межа хіоносфери проходить тут на висоті 1200—1900 м, опускаючись на півночі до 500—700 м. На масиві Юстедальсбре розміщене крупне крижане поле (856 км2), від якого в різні сторони спускаються долинні льодовики. У західній частині масиву вони майже досягають моря, зупинившись на висоті всього в 50— 100 м над його рівнем. Окрім крижаних полів (покривів) в Скандинавії багато карових і висячих льодовиків (більше 1900), а гору Кебнекайсе (2123 м) покриває крижана шапка. Загальна площа сучасного заледеніння нагір'я складає майже 5 тис. км2.
Одна з характерних рис розвитку льодовикових процесів на Скандінавському нагір'ї - утворення і епізодичні прориви прильодовикивих і внутрільодовикових озер, що призводить до катастрофічних викидів уламкового матеріалу, зокрема морени.
Четвертинне заледеніння залишило в рельєфі нагір'я численні сліди. Вони виражені перш за все в оброблених льодом схилах тектонічних і ерозійних долин, у виположених вершинах ф’єльдів, у великих карах, які збереглися на 800— 1100 м нижче межі поширення сучасних льодовиків. Покривні льодовики залишили після себе великі об'єми уламкового матеріалу і сформували як акумулятивний, так і деструктивний рельєф.
Вперше крижаний покрив на Скандінавському нагір'ї виник в раннєчетвертинний час. Причинами заледеніння послужили прогресуючі похолодання клімату разом з високою кількістю опадів. Якщо на даний час в цій області випадає 1000—2000 мм/рік опадів, то на початку четвертинного періоду їх кількість, ймовірно, становила близько 2000—2500 мм/рік. Можливо, що перші льодовики виникли тут ще в пліоцені. Асиметрія будови Скандінавського нагір'я зумовила нерівномірне розростання льодового покриву. Крутий північно-західний схил збільшував швидкість набрякання льоду, але всі льодовики сповзали в море, утворювали айсберги і площа льодового покриву в цьому напрямі майже не збільшувалася. Пологий же південно-східний схил нагір'я і система внутрішньоматерикових западин зумовили швидке розростання покриву льоду в цьому напрямі. Лідорозділ почав поступово зміщуватися до південного сходу і в епоху максимального заледеніння (QII2) розташовувався на 400 км на південний схід від осі Скандінавського нагір'я. Максимальна потужність льоду поблизу лідорозділу досягала при цьому 2,3-2,5 км.
Особливо різко позначився вплив четвертинних льодовиків на утворенні фьордов, які часто представлені троговими долинами, затоплені морем. Вони мають коритоподібний поперечний профіль з чітко вираженими плечима і беруть початок від долини з сучасними льодовиками або від ділянок, де було поширене найбільш потужне четвертинне заледеніння. Довжина фьордов значна. Согне-фьорд досягає 220 км при ширині 8 км, а Тронхейм-фьорд 180 км. при ширині 16-18 км. Норвезькі дослідники пов'язують утворення багатьох фьордів з грабенами, затопленими морем, як наприклад Осло-фьорд. В інших фьордах відмічені численні тектонічні порушення, що співпадають з їх простяганням (Тронхейм-фьорд та ін.), У зв'язку з цим величина фьордов обумовлюється не тільки діяльністю екзогенних процесів, але і характером тектонічних рухів. Тому співпадіння фьордів з лініями тектонічних деформацій при бриловому піднятті нагір'я не є випадковими. Із сторони моря норвезькі фьорди досить часто бувають обмежені прирусловими порогами, що також пояснюється впливом тектонічних рухів. Підводна частина фьордів перекрита потужним чохлом льодовикових відкладів. Наприклад, дно Хардангер-фьорда покрите пізньочетвертинними відкладами потужністю близько 240 м, що включають мореннні, алювіальні, схилові і прибережно-морські відклади.
Другою характерною рисою рельєфу, пов'язаною із четвертинним заледенінням - поширення на північно-західному побережжі Норвегії вузької нахиленої поверхні, частково надводної (з висотою над урізом моря 30 - 40 м), частково підводної, шириною 40 - 45 км. Ця абразионная платформа, оброблена льодом, з баранячими лобами, “кучерявими скелями” і т. п. має назву стрендфлет.