Рівнини і нагір'я Британських островів
Британські острови в недалекому минулому були сполучені на півдні з материком і ще в неогені складали з ним єдине ціле. Проте в кінці четвертинного часу на місці акумулятивних рівнин, дренованих широкими і звивистими річковими долинами, спочатку виникли морські затоки, що глибоко вдавалися в сушу, згодом - мілководі моря і протоки, що відокремили цю країну від континенту.
П і в н і ч н о – Ш о т л а н д с ь к е н а г і р ' я (1343 м) розташоване в північній частині Британських островів. Середні відмітки коливаються від 600 до 900 м. Нагір'я складено силурійськими метаморфічними сланцями, осадовими породами девону і карбону, зокрема червоними пісковиками, вапняками. У рельєфі його західної і південної частин переважають хвилясті плато з широким розвитком перигляціальних форм, розчленованих широкими долинами; тоді як на півночі нагір'я місцями спостерігається альпійський тип рельєфу з численними льодовиковими карами.
На приморській рівнині північно-західної Шотландії переважає горбисто-улоговинний рельєф, де низькі, складені гнейсами горби чергуються з озерними улоговинами. Рельєф утворений препаруванням екзогенними процесами зон тектонічних порушень і підвищеної тріщинуватістю. Річкові долини, що співпадають з напрямом основних геологічних структур, більш розроблені, мають широке днище, порівняно пологі схили. Навпаки, поперечні долини мають вид скелястих ущелин. Склепінчасте підняття призвело до розтріскування основи нагір'я. В рельєфі проявляються дві системи тріщин - північно-західна і північно-східна, що відособили крупні брили.
У четвертинному періоді нагір'я було одним з центрів гірського зледеніння на Британських островах. Майже на всьому побережжі на півночі островів льодовики сповзали в море. До цього часу збереглися скелясті схили, покриті льодовиковим слідами, глибокі трогові долини.
П і в д е н н о – Ш о т л а н д с ь к е н а г і р 'я (842 м) відокремлене від Північно-Шотландського горбистою рівниною з низькими кряжами, розташованою на місці палеозойського грабену. Нагір'я складене метаморфізованими сланцями, прорваними гранітними інтрузіями. Тривале вирівнювання призвело до формування хвилястих аструктурних плато, розчленованих широкими тектонічними долинами. Поблизу найбільш високих гірських масивів спостерігаються кари і моренні гряди - сліди четвертинного зледеніння.
П е н н і н с ь к и й х р е б е т (893 м) витягнутий в меридіональному напрямі на 240 км. Він складний пісковиками, вапняками, пісками і глинами кам'яновугільного віку, які створюють крупну антикліналь, відрепаровану ерозією і денудацією. Хребет розчленований річковими долинами, що використовують густу мережу тектонічних порушень, що перетинають його в північно-східному і північно-західному напрямах. Вершинні поверхні межиріч характеризуються вирівняністю і мають вид плато, із-за чого їх часто вважають залишками ранньокайнозойського пенеплену. У місцях виходів вапняків спостерігаються карстові форми: сухі долини, печери, лійки. На східному схилі Пеннінського хребта широко поширені ступінчасті похилі поверхні, що поступово знижуються до моря.
К е м б р і й с ь к і г о р и (1085 м) представляють систему округло- і плосковершинних гір, що несуть чіткі сліди діяльності четвертинних льодовиків. Глибокі і широкі долини, що перетинають масив, утворені на місці найбільш значних тектонічних порушень, що деформували древню поверхню вирівнювання. Місцями спостерігаються і гостровершинні гряди, розчленовані карами, троговими долинами. Гори в пізьонечетвертинний час повністю покривалися льодом, і льодовиками, що виходили далеко за шельф сучасних морів.
П л а т о К о р н у е л л (621 м) розташоване на однойменному півострові на крайньому південному заході цього регіону. Його складено в основному гранітами, пісковиками, вапняками і сланцями палеозойського віку. Значна частина території представлена згладженими невисокими масивами, розчленованими ерозією. Тут, так само як і в інших областях, широко поширені фрагменти древніх поверхонь вирівнювання.
На р і в н и н і Ф е н с (40—290 м) спостерігаються два типи рельєфу: ступінчастий, куестовый, утворений грядами вапняків і крейди, і рельєф плоских слабо горбистих акумулятивних рівнин, складених озерно-алювіальними, морськими і льодовиковими відкладами. Так само як і в Паризькому басейні, куестові гряди опоясують з півночі, заходу і півдня величезну територію, яку іноді називають Лондонським басейном. Його центр розташований поблизу Лондона, характеризується доцентровим рисунком річкової сітки і збільшенням потужності рихлих відкладів. Останнє пов'язане з прогресуючим повільним опусканням центральної і східної областей Лондонського басейну.
Моренні рівнини південно-східної Англії перетинаються долинами, частина яких прорізає весь чохол льодовикових відкладів і заглиблюється в корінні породи. В розрізах морен зустрічаються крупні льодовикові брил довжиною до 500 м. Крім того, проявляються сліди діяльності підльодовикових річок у вигляді похованих тунельних долин і каналів. Тунельні канали стоку льодовикових вод часто мають майже вертикальні стінки і глибокі днища (до 125 м), іноді розташовані на 50 - 75 м нижче рівня моря. Довжина їх досягає 15—20 км.
Р е л ь є ф о. І р л а н д і я має багато спільного з горами і рівнинами Великобританії, що виражається перш за все в існуванні обширних згладжених низькогір’їв і горбогір’їв з відрепарованими денудацією інтрузивними масивами і останцями. У північно-східній частині Ірландії простежується вулканічне плато Антрім з відомою «дорогою гігантів» - абразійною платформою, що зрізає покрив базальтових лав. Вздовж північної периферії Центральної рівнини тягнуться горбогір’я - фрагменти древнього пенеплена з острівними масивами - горстами. Для самої рівнини характерні обширні плоскі простори, на фоні яких в місцях виходу вапняків поширені карстові лійки, провали, печери. Льодовикові відклади, що перекривають вапняки, зумовили на Центральній рівнині формування заболочених ділянок і потужних торф'яників.
Найбільш типовими для рельєфу Британських островів є: блоково-бриловий і складчасто-блоковий типи морфоструктур; згладженість форм межиріч при значній їх розчленованості тектонічними порушеннями; збереженість форм древнього рельєфу у вигляді фрагментів поверхонь вирівнювання; чітко виражені сліди обробки рельєфу четвертинними льодовиками, що сформували не тільки экзараційні скелі, баранячі лоби і інші форми, але і акумулятивні у вигляді моренних і флювіогляціальних рівнин.
Таким чином, для рівнинно-плоскогірної зони Західної і Північної Європи найбільш характерними є такі риси:
1) переважання блокових і брилових морфоструктур, що виникли при підняттях склепінчастого типу в результаті крупних розломів земної кори;
2) інтенсивний розвиток тріщинної тектоніки, що зумовила формування горстів-хребтів і долин-грабенів, частина з яких обумовлена процесами рифтогенезу;
3) широке поширення низько- і середньогірних масивів з фрагментами як структурних, так і аструктурних поверхонь древнього вирівнювання;
4) існування пластових рівнин, розташованих між плоскогір’ями на місці герцинських масивів;
5) поширення вулканічних конусів, маарів, лавових плато і потоків палеогенового, неогенового і четвертинного віку.
Значна частина території сформувалася при помірних тектонічних рухах неоген-четвертинного часу, що дозволило зберегтися фрагментам пізньомезозойського і ранньокайнозойського рельєфу. У північній частині цієї геоморфологічної зони морфологічні особливості сучасного рельєфу обумовлені дією четвертинних льодовиків, тоді як в південній частині істотну роль відіграли процеси субаеральної денудації.
ГОРИ І РІВНИНИ АЛЬПІЙСЬКО-ГІМАЛАЙСЬКОГО ПОЯСУ
(ЄВРОПЕЙСЬКА ПІДЗОНА)
Ця геоморфологічна зона починається на південному заході Європи і простягається широким поясом, в який входять Піренеї і Андалузькі гори (ІІ.1), Альпи (ІІ.2), Карпати (ІІ.З), Апеніни (ІІ.5), Балкани (ІІ.6), крупні внутрішні (Дунайські) рівнини (ІІ.4), що утворилися на місці прогинів або древніх серединних масивів (див. мал. 2).
Відмінна риса європейських країн Альпійсько-Гімалайського поясу - чергування провінцій і областей, що мають складчасто-насувну, складчасто-блокову і блокову морфоструктуру.
Піренеї і Андалузькі гори
П і р е н е ї оконтурюють з північного сходу плоскогір'я Месета бар'єром завдовжки майже 600 км. Це порівняно невеликий гірський ланцюг. Ширина хребта наближається до 120 км. Найвища точка Піренеїв - пік Ането (3404 м). Вони починаються біля східної окраїни Кантабрійських гір, де виражені єдиною грядою. Дальше на схід вони діляться на паралельні один одному хребти. Якщо в західній частині спостерігаються добре виражені вапнякові куести, обернені своїми крутими схилами на північ, а пологими - на південь, то в центральній частині з'являються масивні хребти, що розсленовані глибокими тектонічними долинами.
Геологічні особливості багато в чому визначають подовжньо-зональну геоморфологічну будову центральної частини Піренеїв і асиметрію її поперечого профілю. З півночі на південь спостерігаються п'ять наступних зон (за Б. Ф. Добриніним):
1) смуга сильнорозчленованих гірських хребтів, складених осадовими мезозойським породами; виділяються низькі хребти “Малих Піренєїв” (500—700 м);
2) осьова, високогірна зона (2900—3400 м), з широким розвитком кристалічних і метаморфічних порід. Відособлені гірські масиви, складені гранітними породами або кварцитами, розділені міжгірськими западинами (1600—2000 м) грабен-синклінального типу. У рельєфі чітко виражені карлінги, що створюють характерні альпійські риси, але разом з тим, часто зустрічаються масивні згладжені межиріччя;
3) на південь від осьової зони простягається вузька смуга при піднятих (2900-3300 м) і різко розчленованих моноклінальних гряд, складених верхньокрейдовими вапняками, еоценовими конгломератами і флішовими породами;
4) ще південніше розташована так звана “Арагонська зона” широкосхилових долин і низьких межиріч (1600—1700 м). Хребти і долини цієї території складені пісковиками, алевролітами, аргилітами і мергелями еоценового флішу;
5) зовнішньою південною зоною Піренеїв є сьєри - вапнякові хребти (1500 -2000 м), що характеризуються скелястим рельєфом і вузькими поперечними долинами.
Порівняно невисоке ерозійне розчленування осьової зони Піренеїв пояснюється високою інтенсивністю неоген-четвертинних тектонічних рухів, що швидко припідняли ділянки древнього вирівняного рельєфу. Хвилясті плато останнього утворюють декілька ярусів. На основу хвилястих плато опираються гряди гострих вершин або одинокі карлінги. В краї плато врізані обриви величезних карів (кар Гаварні має діаметр близько 15 км.), зайнятих невеликими льодовиками. Кари переходять в довгі трогові долини, що перетинають спочатку смугу гостровершинних хребтів, а нижче за течією - широкі хребти з округлими вершинами. Трогова форма поперечного профілю долин зберігається майже на всіх ділянках. Річкова мережа Піренеїв достатньо чітко пристосувалася до подовжніх і поперечних зон тектонічних тріщин. При цьому в осьовій зоні переважають поздовжні долини, а в зовнішніх зонах - поперечні долини.
Альпійські риси рельєфу спостерігаються головним чином на північних схилах Піренеїв, що характеризуються більшою вологістю. Тут поширені невеликі карові і висячі льодовики площею близько 40 км2. Проте величина карів дозволяє стверджувати про величезні розміри четвертинного зледеніння. По долинах багатьох річок ці льодовики спускалися майже до передгір’я. Близькість до базису ерозії і значна кількість опадів (понад 2000 мм/рік) обумовили істотний вріз річкових долин. На південному схилі, оберненому до посушливої Месети, розчленованість рельєфу і глибина врізу долин значно менші. Інтенсивна ерозія на північних схилах призвела до зміщення лінії головного вододілу Піренеїв на південь.
В межах цієї гірської системи в даний час майже не зустрічаються прояви вулканізму. Єдиний вулканічний район, розташований на південно-східному схилі Піренеїв на межі з Месетою - тектонічна депресія Олот, де дислоковані мергелі, пісковики і конгломерати еоцену перекриті базальтами. Вулканічні конуси розташовані вздовж розломів північно-східного і південно-східного напрямів. Переважає кальдерний тип вулканів з висотою конусів 500—700 м і діаметром кальдер близько 350 м. Вулканічна діяльність протікала в цьому районі переважно у середині плейстоцену. Але і в даний час це найбільш сейсмічний район Піренеїв.
А н д а л у з к і г о р и розташовані на крайньому півдні Піренейського півострова, досягаючи абсолютних відміток 1600 - 3000 м. Довжина гірського ланцюга близько 600 км., ширина 120 - 150 км. Осьова зона гір, так само як і в Піренеях, складена кристалічними породами і оконтурена смугами розчленованих вапнякових плато. Характерна риса рельєфу - тектонічна відособленість багатьох гірських масивів, серед яких найбільш великий, - Сьєрра-Невада (3482 м). Блокова морфоструктура Андалузьких гір підкреслюється широким поширенням крутих і високих обривів, скелястих плато. Гірські гряди як правило розчленовані широкими міжгірськими улоговинами-грабенами.
В цілому рельєф Андалузьких гір характеризує значна контрастність, що відображено в абсолютних відмітках днищ депресій і вершин гірських масивів.
Альпи
Альпи - одна з найбільших гірських країн в європейській підзоні Альпійсько-Гімалайського гірського поясу. Довжина її складає майже 1200 км. Це система високих (понад 4000 м) і середніх гір з глибоко і різко розчленованим рельєфом, що виник на місці складчастих утворень геосинклінальної області пізнього мезозою - раннього кайнозою. Найбільш високі вершини сконцентровані в системі хребтів Пеннінських Альп, де розташовані: пік Маттерхорн (4481 м), гори Монте-Роза (4638 м), Вайскорн (4512 м). Але найвища точка Альп - гора Монблан (4810 м).
Альпи, так само як і Піренеї, не є єдиним масивним хребтом. У західній частині спостерігаються куліси хребтів Котських, Грайських і Пеннінських Альп, осі яких витягнуті в північно-східному напрямі. Такі ж куліси утворюють Бернські, Гарнські, Лехтальські Альпи. І лише в Східних Альпах хребти набувають субширотного напряму. З півночі центральні хребти оточені передгір'ями (Передальпи, Дофіне, Юра, Баварські Альпи), на півдні - Ломбардними і Венеціанськими Передальпами.
Добра геологічна вивченість Альп дозволяє детальніше розглянути їхню будову. Потужність земної кори континентального типу досягає майже 65 км. в Швейцарських Альпах і зменшується до передгір'їв до 35—30 км. Отже, коріння гір виражено тут досить виразно. Осьова зона Альп, так само як і у Піренеїв, складена породами кристалічного фундаменту: гранітами, гнейсами, метаморфічними сланцями, а краєві частини - флішевими товщами пізнього мезозою і еоцену. З півночі Альпи обрамляють низькогірні плато, розташовані на місці передальпійського краєвого прогину. На півдні розташована Венеціано-Паданський прогин, заповнений моласами. Східна частина Альп характеризується найбільш складною структурою. Системою кулісоподібних грабенів, направлених по діагоналі до основних альпійських структур, Альпи відокремлені від Західних Карпат.
За класичними вченнями про тектонічну природу Альп, останні є крупним антиклінорієм, що має складчасто-покривну структуру, яка виникла при надзвичайна сильному горизонтальному стисненні, із-за чого в умовах широкого поширення м'яких флішевих порід відбулися зриви верхніх частин деяких складок і переміщення їх на десятки кілометрів. У другій половині XIX ст. вперше було виявлено в Альпах існування шарьяжів. Одним із перших їх дослідників був швейцарський геолог Лінт, який виявив насув в горах Гларус на південь від Цюріхського озера (Східна Швейцарія), де пермські відклади перекривають нумулітові еоценові породи. Теорія гігантських шарьяжів в даний час оспорюється. Французький дослідник П. Вейре пише, що відбувалися вертикальні підняття, а не горизонтальний дрейф, затриманий сильним тертям. Кристалічні сланці в Західних Альпах були метаморфізовані ще в герцинський час. Тому цей давно затверділий матеріал фізично не може бути представлений в якості м'яких покривів. Формування Альп почалося у фазу диференційованих вертикальних піднять кристалічних масивів на межі з Венеціано-Паданською рівниною і тому із самого початку відрізнялося асиметрією морфоструктури. Підняття виявило гравітаційне зміщення верхніх горизонтів осадового чохла із сходу на захід.
Геологічна структура і літологія порід відіграють головну роль у формуванні крупних форм рельєфу Альп. Форми, складені гранітами і слюдянистими сланцями, найбільш масивні. Там, де переважають неметаморфізовані сланці, рельєф м'ягкий, поширені довгі згладжені схили, куести, денудаційні улоговини.
Цікаву характеристику основним рисам рельєфу дає Е. Мартонн: «Мешканцям рівнин на перший погляд Альпи завжди представляються світом дикої природи, і молодість рельєфу здається основною рисою долин, що поглибилися на 1500 м між розчленованими гребенями із схилами, по яких летять вниз водоспади, з гірськими обвалами і осипищами. Але перше враження незабаром стає менш різким, і звикле до альпійських ландшафтів око починає зауважувати окремі відтінки. І дійсно, річки з безперервно крутим поздовжнім профілем зустрічаються дуже рідко; ділянки з бурхливою течією чергуються з пологими, в яких розширюється поперечний профіль долини. Лише у окремих випадках лінія схилів, що веде до високих вершин, є однією прямою. Дороги і стежки, що круто піднімаються в гору перериваються пологими схилами, на яких серед лугів і полів розташувалися поселення; ці тераси (“реплати”) утворюють повсюдно суттєвий елемент ландшафту ... У Передальпах є справжні плато і округлі вершини” (Мартонн, 1950, с. 170).
Походження плато і округловершинних гребенів хребтів обумовлено різними факторами. Найчастіше такі форми рельєфу відображають склепіння вапнякових складок і, отже, є структурними. Але є і аструктурні згладжені форми, що представляють фрагменти більш древнього вирівняного рельєфу. Наприклад, в Передальпах (Дофіне), складених зім'ятими в складки міоценових пісковиків, алевролітами і конгломератами, виявлені вирівняні поверхні (наприклад, плато Шамбаран і Бонво), походження яких пов'язують з екзараційною діяльністю льодовиків.
Широке поширення вапняків зумовило розвиток в Альпах численних карстових форм. Наприклад, у Венеціанських Передальпах в межах вапнякових плато спостерігається поверхневий карст у вигляді долин, витягнутих на перші сотні метрів вздовж зон підвищеної тріщинуватості. Дно долин переважно вирівняне і досягає ширини 40 - 60 м, при глибині 10 - 30 м. Частина карстових лійок заповнена рихлими відкладами потужністю 7 - 8 м. В Ломбардських Передальпах на вапнякових плато зустрічаються крупні лійки, заповнені червоними глинами, каррри у вигляді борозен і промоїн, ніші і інші форми. Різноманіттю карстових форм і їх збереженню сприяло відособленість плато при глибокому врізі річкових долин. У Західних Альпах вапняки утворюють скельні уступи, а глибина печер досягає 1000 м.
На сході Альп розташована смуга широких діагональних депресій із рівнинним рельєфом. Депресії обмежені розривними порушеннями і є системою кулісоподібних грабенів, заповнених кайнозойськими відкладами. Тут поширені численні вулканічні і субвулканічні тіла, а також невеликі стратовулкани. Прояви вулканізму почалися в пізньому олігоцені. Перший етап вивержень тривав до середнього міоцену. У середньому пліоцені вулканічні виверження поновилися. До цього часу відноситься утворення базальтових покривів, туфових конусів, стратовулканів. Потужність деяких вулканічних покривів досягає 250 м. Вздовж лінії грабенів часто розміщуються епіцентри землетрусів. Величина занурень грабенів протягом четвертинного періоду оцінюється в 150— 200 м. При цьому відмічаються згини і розриви в товщі алювіальних відкладів.
Альпи широко відомі як країна з яскраво вираженими формами гірського зледеніння. На сучасній площі зледеніння Альп (близько 4140 км2) нараховується близько 1200 льодовиків. Найбільшим є Алечський льодовик довжиною 26,8 км. і площею 115 км2. Він спускається по південному схилу одного з хребтів в Бернських Альпах. У Західних Альпах найбільша кількість льодовиків приурочена до схилів північно-західної експозиції. Льодовики північних схилів спускаються тут до відміток 2660 м, а південних — до 2900 м.
В Альпах є карові, долинні, висячі льодовики і льодовики плоских вершин. Типовими є долинні, набагато рідше зустрічаються льодовики у вигляді невеликих покривів.
В четвертинний час площа зледеніння Альп була більше сучасного приблизно в 7 разів і складала близько 28 500 км2. Розташування Альп в центрі континенту зумовило тут менший розвиток зледеніння, ніж на Скандінавському нагір'ї. У щільних кристалічних породах осьової зони льодовики сформували трогові долини. Стік талих льодовикових вод через сідловину в низьких межиріччях іноді приводив до утворення ерозійних ущелин довжиною в декілька кілометрів. Висловлюють припущення, що походження знаменитих альпійських “висячих долин” пов'язано з діяльністю підльодовикових вод в головній долині, по якій рухався льодовик.
Ріст альпійських хребтів і розміри заледенінь знаходяться в тісному зв'язку. З цим, ймовірно, пов'язані відмінності в інтенсивності зледеніння Західних і Східних Альп.
К. К. Марков справедливо відзначив, що закономірність розвитку древнього зледеніння Альп - його безперервність і наростання - інша, ніж закономірність розвитку древнього зледеніння рівнин. “Гірська країна, що піднімалася, вступала у все наростаюче зледеніння, що почалося, можливо, в гюнці або ще раніше. До тих пір, поки тектонічний чинник підняття залишався провідним чинником зледеніння, ритми льодовикових і міжльодовикових епох не могли проявитися в Альпах виразно” (Марков та ін., 1967). Йімовірніше всього, що льодовики збереглися в горах і в епохи потеплінь.
Венеціано-Паданська рівнина характеризується слабо розчленованим рельєфом, широкими терасованими долинами і плоскими межиріччями. По периферії вона оточена пролювіальними шлейфами, що опускаються з Передальп і Апенін. Це типовий приклад рельєфу озерно-алювіальної рівнини. Її межами служать крупні розривні порушення. Потужність озерно-алювіальних відкладів у центрі рівнини досягає 1000 м, з них четвертинних (в районі Венеції) біля 200 м. У західній частині рівнини загальна потужність післяеоценових відкладів збільшується до 8000 м, а четвертинних - до 1000 м.
В історії пізньочетвертинного рельефотворення Венеціано-Паданської рівнини встановлено декілька етапів: а) 40000 - 22 000 років назад - існування акумулятивної озерно-алювіальної рівнини, що поволі прогинається; б) 22000— 18000 років назад - сповільнення прогинання поверхні рівнини за рахунок компенсації льодовиковими, селевими і алювіальними відкладами; в) 18000—6000 років назад - збільшення нахилу рівнини в сторону Адріатичного моря. Ерозійне розчленовування поверхні в епохи зниження рівня моря; г) від 6000 років по теперішній час - прогресуюче опускання рівнини на фоні трансгресії моря.
Опускання поверхні рівнини має декілька причин: тектонічні рухи від’ємного знаку, самоущільнення пісковиків і торф'янистих відкладів, трансгресія моря, вплив людини (відкачування грунтових вод, будівництво і т. п.).