Предыдущая страница реферата | 1  2  3  4 | Следующая страница реферата

Карпатське гірське спорудження має складну і тривалу історію свого розвитку. Прийнято вважати, що сучасні морфоструктури Українських Карпат оформилися під час альпійського орогенезу, в кінці олігоцена - початку міоцена. До цього часу звичайно відноситься виникнення перших гірських споруд Карпатської дуги на місці глибокого геосінклінального басейну. Однак слід пам'ятати, що альпійська геосінкліналь сформувалася на території, що вже випробувала рифейський, каледонський і герцинський орогенічні цикли і де вже раніше існували гірські системи, пов'язані з ними. Карпатська складчата система почала формуватися в кінці юрського періоду на місці зруйнованого денудацією герцинського складчатого спорудження. До кінця олігоценової епохи в її межах існував геосінклінальний режим осадконакопичування, що сприяв формуванню потужних флішевых відкладень. В кінці олігоцена - початку міоцена інтенсивні тектонічні рухи позитивного знаку сприяли підняттю території вище рівня моря і утворенню суши. До цього часу вже намітився розподіл на основні морфоструктурні зони: Внутрішню, а після цього Зовнішню і Центральну. В Центральній зоні олігоценовий морський басейн продовжував існувати, а у Внутрішній і Зовнішній зонах вже була суша. Периферічні дільниці (Закарпатський прогиб і Внутрішня зона Передкарпатського прогиба) почали в цей же час прогибатися і заповнюватися продуктами разрушения гір, що підносяться — молассами. Далі відмінності в прямуванні тектонічних рухів збільшилися і ускладнилися надвиговими явищами. В післясарматський час відбулася заключна стадія складчатості (піздньонеогенова), що виявилася головним чином в Скибовій зоні і во внутрішній зоні Передкарпатського прогибу, де утворилися складки і надвиги амплітудою до 15 км і більше. Надвигові рухи на південній окраїні Карпатських гір були незначні і направлені в бік  Закарпатського прогиба. Тут основна роль в формуванні морфоструктури належить разривній тектоніці — зниженням по розломам, що супроводжувалися вулканічною діяльністю. Продукти вулканічних викидів перешарувались з морськими відкладеннями мілководій. Починаючи з середнього сармата море в Закарпатському прогибі почало міліти. В утворених лагунах і остаткових озерах накопичувалися солоновато-водні і прісноводні відкладення (пізній міоцен — пізній пліоцен). В Передкарпатському прогибі континентальні умови настають раніше. Море покидає цю територію в середньому сарматі. В антропогені Передкарпатський прогиб втягується в спільні з Карпатами підняття і разом з ними перетворюється в область знесення — обернуту морфоструктуру. Амплітури цих піднятій досягають 120-160 м.

Морфоскульптура

Елементи морфоскульптури Українських Карпат почали формуватися після епохи складчатості і загального підняття гір, що настало в кінці олігоцена — початку міоцена. В зв'язку з преривистими підняттями, що чергувалися з періодами відносного тектонічного спокою, рельєф Карпат придбав ярусну побудову — виникли різновічні поверхні денудаційного походження, поділені виступами. Більшість дослідників виділяють в Українських Карпатах три (деякі автори — чотири) поверхні денудаційного вирівнювання.

Припускається, що зароджування річкової мережі Карпат відноситься до  кінця олігоцена — початку міоцена. В першу чергу формувалися поздовжні річкові долини, закладення яких було зумовлене направленням основних структурних елементів і літологічним складом порід. Підняття гір сприяло закладенню поперечних долин. На початку формування Карпатських гір хребти ненабагато перевищували прилеглі території. За умов спокійного тектонічного режиму процеси денудації поступово вирівнювали і знижували вершини і гребні гір. Відбувалося формування першої поверхні вирівнювання, що закінчилося, мабуть, вже в ранньому міоцені. Залишки цієї поверхні вирівнювання, що отримала назву полонинської, збереглися в високогірній частині Українських Карпат на висоті від 1300-1400 м на північному-заході до 1950 м на південному сході. Плоскі вершинні поверхні покриті гірськими луками і називаються полонинами.

Українські Карпати в смузі фліша сильно розчленовані, але численні рівні поверхні на їхніх вершинах, що збереглися, дозволяють виділити більш низьку, другу денудаційну поверхню з відносною висотою 500-650 м. Її висота над рівнем моря збільшується з північного заходу на південний схід. Вік цієї поверхні вирівнювання А. І. Спиридонов визначає як пізній міоцен-пліоценовий. Поверхня зрізає товщі флішевих порід і  міоценові відкладення (аж до середньосарматських), а її зовнішній край перекрит вулканогенними утвореннями Вигорлат-Гутинського пасма. Отже, вік поверхні вирівнювання може бути визначений як довулканічний.

Сама низька, третя денудаційна поверхня вирівнювання виражена дуже виразно.  Абсолютна висота поверхні коливається в межах від 400 до 950 м. Вона підвищується до сучасного вододілу, а відносна висота досить постійна — від 150 до 200 м. Поступ в бік  річкових долин і  гірське  обрамлення з тыльної сторони придають цієй поверхні вигляд сходинки (педимента). Поверхня виражена в місцях розповсюдження фліша і розчленовує утворення Вигорлат-Гутинського хребта. Ці факти дозволяють визначити вік третьої поверхні вирівнювання післявулканічним — пізньопліоценовим-ранньоантропогеновим.

Існують і інші думки відносно кількості і віку поверхонь вирівнювання (П. Н. Цись, В. Г. Бондарчук, І. Д. Гофштейн і ін.). Думки різних дослідників про кількість і вік поверхонь, а також про механізм їхнього утворення значно розходяться. В Передкарпатській піднесеній рівнині І. Д. Гофштейн виділяє поверхні вирівнювання двох рівнів: більш висока відноситься до рівня Червоної (пізній пліоцен), більш низька - до рівня Лоєвої (ранній плейстоцен). Обидві поверхні є передгірними аллювіальними рівнинами з вырівненим корінним цоколем. Поверхня Лоєвої займає значну площу міжріччя. Поверхня Червоної представлена розрізненими останцями.

Морфоскульптура Українських Карпат формувалася під впливом водно-ерозійних, денудаційних, гравітаційних, льодникових, карстових і інших, процесів, інтенсивність прояву яких залежить, від спрямування неотектонічних рухів і літологічної побудови гір.

Водио-эрозионные і водио-аккумулятивные форми. До Них відносяться. Річкові долины, байраки, балки. Річкові долины здебільшого гірського типу, глибоко вріза і розчленовують северо-східні і юго-західні спади гор. По основним морфоструктурным елементам розрізняють продольные і поперечні річкові долины. Українські Карпати розчленовані широкими продольными долинами, залишками яких є Вододільно-верховинська, Березно-липшанская, Ясиня-черемошская і інші. В поєднанні з поперечними долинами вони зумовили характерне для Українських Карпат решетчатое і радиальное расчленение. Сучасна річкова мережа закладена в ранньому плейстоцене. Первоначально вододільна лінія в Українських Карпатах минала по гребню Полонинского хребта. В початку антропогена вона була перепилена ріками юго-західного спаду Карпат. Перепиливание полонинского вододілу супроводжувалося місцевими перехватами в верховьях Тисы, Теребли і інших рік. Лише Прут і Черемош перетинають Вододільно-верховинську зону.

В будівлі долин гірських рік северо-східного і юго-західного спадів (приток Дністру і Тисы) значних відмінностей немає: число терас (7-8), їхні рівні, зміна висоти уступов на обидва спадах Карпат в основному співпадають, хоча самый високий террасовый рівень юго-західного спаду (200 м) перевищує такий же рівень протилежного спаду на 50 м (табл. 3).

Відмінності в кількості терас пояснюються опусканиями Закарпатського прогиба в плейстоцене і відносно слабкими поднятиями в його межах і переважними поднятиями Предкарпатского прогиба. На Предкарпатской піднесеній рівнині ріки мають положисті террасированные спади, а перша надпойменная (голоценовая) тераса кожної ріки займає порівняно невелику площу. В межах Закарпатської низменности голоценовая тераса утворить простору аллювиальную рівнину.

Новітні поднятия і врезание рік сприяли інтенсивному эрозионному расчленению гор системою поперечних і продольных долин, а також балками і байраками. Глибина расчленения колеблется від 200 м в предгорье до 1000 м в глибині гор при абсолютних висотах від 600 до 2000 м. Балки і байраки в горах приурочены до місць залегания эоценовых і олигоценовых пород флища, в предгорьях вони зв'язані з миоценовыми і плиоцен-антропогеновыми образованиями. Найбільшого розвитку байраки і балки досягли в Ясиньской долине, Свалявському і Иршавском низкогорьях. В цих місцях розвинуті складно розгалужена балочная мережа і різноманітного типу байраки. В Иршавском низкогорье розвиток байраків настільки значно, що утвориться рельєф типу «бедленд».

Гравітаційні форми. Вони отримали широке розповсюдження і уявлені обвальными, осьшнцми, оползневыми. Формами рельєфу. Обвально-осыпные форми приурочены здебільшого до найбільш високої і інтенсивно розчленованої эрозией частини Українських Карпат — Горганам, Свидовцу, Черногоре, Полонинскому хребту. На положистих дільницях спадів формуються рухомі кам'яні россыпи (курумы) і кам'яні ріки, характерні для Горган. В межах Полонинского хребта преобладают дрібні форми осыпей обломочного матеріалу, що формуються вздовж підніжжя спадів конусами довжиною до 50 м. Великі осыпи в Черногоре спускаються майже до тальвегам сучасних водних потоків. Складені вони крупноглыбовым матеріалом. Дрібний щебень майже буде відстуній. Осыпные форми невеликих розмірів прослеживаются також в глибоких У-образных річкових долинах, особливо в районі Рахівських гор. Значно менш розвинуті осыпи в смузі вулканічних гор, де осыпные спади приурочены найчастіше до структурних уступам на крутих внутрішніх спадах кальдер.

Обвалы зустрічаються значно реже і спостерігаються в долинах Пруту, Быстрицы Надворянской, в гірській частині долины Тисы.

В місцях розвитку на поверхні глинястих сланців, легко що наражаються на выветриванию, спостерігаються процеси плоскостного смыва, солифлюкции і оползания. Делювіально-солифлюкционные і оползневые спади відзначаються в межах Центральної синклинальной зони, де широко розвинута потужна толща глинястих сланців олигоценового віку.

Оползневые форми розвинуті на спадах гірських долин Предкарпатской піднесеної рівнини (Покутье, Серето-прутское междуречье, спади Покутско-буковинських Карпат, Ломницко-быстрицкое междуречье) і в Соло-твинском, Ясиньском, Иршавском низкогорьях. Розвиток оползней зумовлений структурно-литологической зональностью. Їхнє виникнення визначається виходами на поверхню потужних толщ олигоценовых і миоценовых піщано-глинястих пород, неглубоким залеганием підземних вод, постійним подрезанием спадів сучасними водотоками. Часто сильно що дислокувався мелкоритмичный флиш з преобладанием глинястих сланців буває перекрыт делювіальними отложениями, що також сприяє утворенню оползневых форм рельєфу.

В районах розвитку оползней основні зусилля повинні бути направлені на заходи по перераспределению стоку на спадах і по залесению. Древнеоползневые форми отримали розповсюдження в Ясиньском і Ворохо-путиловском низкогорьях. Ці спади закреплены зарослями травянистой рослинності і мають мелкобугристую поверхню. Місцями на них починають розвиватися сучасні оползни. Але найчастіше сучасні оползни розміщені в верховьях балок з постійним водотоком, а також в нижній частині крутих спадів. Оползневые форми виникають також в зоні активних тектонических подвижек.

На формування селей в Карпатах великий вплив виявляють структурно-геологічні і геоморфологічні умови. Найбільш селеактивными є флишевые Карпати. Селевые явища типу водо-кам'яних і грязе-кам'яних потоків почастішали в Карпатах в останні десятиріччя в зв'язку з площадными вырубками лесов. Ссіли спостерігаються в басейнах рік Косовки, Шопурки, Тересвы, Пруту, Быстрицы Надворнянской і в верховьях Чорної Тисы. Відзначені вони також в басейнах Черемоша, Серета, Дністру, Пистынки, Боржавы, Рики, Ужа, в предгорьях Вулканічного хребта.

Найчастіше ссіли виникають під час річних ливней. Вони руйнують дороги, мости, житлові вдома і різноманітні споруди, обломочный матеріал заносить земельні угіддя навіть на низьких терасах. Серед природних чинників, сприятливих виникненню селевых явищ, велике значення мають інтенсивна эрозионная расчлененность басейнів гірських рік, наявність крутих спадів, сприятливих підсиленню поверхнього стоку, слабка денудационная тривалість флишевых толщ при великій їхн тектонической трещиноватости, значна потужність пухкого матеріалу на спадах і широке розповсюдження територій, позбавлених рослинності. Кам'яні осыпи і россыпи також є важливим джерелом живлення селевых потоків. Вирубування лесов на крутих спадах і знищення зарослей можжевельника в субальпийской зоні викликало збільшення плоскостного смыва, обвально-осьшных і оползневых форм рельєфу, що сприяють живленню селеопасных потоків. Сніжні лавины відбуваються в районах Черногоры і Свидовца. Вони виникають в результаті зриву зі спадів хребтов «сніжних карнизов».

Широке розповсюдження в Карпатах отримали ветровалы і ветроломы, що сприяють рыхлению. Делювіального покрову, посилюють плоскостной змивши, лінійну эрозию і селевые явища. Найчастіше ветроломы відбуваються в верховьях Чорної Тисы і Быстрицы Надворнянской, де низкогорные хребты складені олигоценовым мелкоритмичньм флишем, перекрытым пухким увлажненным делювієм. Бо на спадах преобладает грубообломочный матеріал, коренева система деревьев слабко закреплена, що сприяє прояву ветровалов.

Ледниковые і криогенные форми зустрічаються в найбільш піднесених гірських, масивах Внутрішніх Карпат: Черногоре, Свидовце, Рахівських горах, Полонинском хребте. Краще всього вони висловлені на Свидовце, де уявлені карами, цирками, нивальными нишами, а також мощними моренными і водно-ледниковыми образованиями. Середня висота гребневой лінії Свидовца складає 1735 м і карі майже суцільною смугою окаймляют східні, северо-східні і північні спади хребта. Вони придають цієї частини хребта альпійський вигляд, ускладнюють і урізноманітнюють його рельєф. Спади каров круті, обрывистые, висота їхн 100 м і більш, ширина 100-150 м. Зустрічаються на Свидовце і нивальные ниши.

На северо-східних спадах Черногоры, в верховьях Пруту і Чорного Черемоша, збереглися двох'ярусні карі, де-не-де троговые долины з зруйнованими плечами. Тут карі мають ширину 150-300 м, реже 500 м і більш. Спади їхн круті, днища виконані мореной і перекрыты послеледниковыми конусами осыпей. На дні деяких більш дрібних каров зустрічаються поклади торфу.

Нижче карів на північно-східному схилі Чорногори розташовані улоговиноподібні розширення долин ерозійно-льодникового походження.

Акумулятивні льодникові утворення подані двома різновидами. На схилах розповсюджені вивітрені моренні утворення, які складаються з великої кількості мілкоуламочного щебенистого і суглинистого матеріала з включенням глиб різних розмірів. Інший різновид морен, майже не вивітрений, розташован безпосередньо на дні карів.

В трогових долинах і в гирлах карів спостерігаються морфологічно добре виявлені кінцеві, бокові, серединні та стадіальні морени. Вони мають вигляд валів різного напрямку і висоту 10 - 15 м (до 25 м). Морени складені великими глибами із слабоокатаних вапняків з невеликою домішкою дрібноуламочного матеріалу. В тиловій частині і поблизу бортів карів морени погребені молодими осипами. Останнє карпатське гірсько-долинне оледініння може бути зіставлено з валдайським материковим оледінінням. Більш стародавнє оледініння відбувалося, мабуть, в середньоплейстоценовий час.

Карстові форми рельєфу відомі в Карпатах і Закарпатському прогибі. В Карпатах карст розвинут в північній частині  Утесової зони (зона кліпенів)  та найбільш повно виявлен у міжріччі Великої і Малої Угольки, де розповсюджені вапняки та вапнякові брекчії юрського віку.На схилах вапнякових утесів південної зони експозиціїмісцями спостерігаються кариу вигляді жолобків, багато підземних лабірінтів, відкрито більше двадцяти печер. Найбільш відомі серед них такі печери: Загадка, система печер Білі Стіни, Дружба, Чур, Камінний Міст, Гребень.

Рекомендуем скачать другие рефераты по теме: охрана труда реферат, изложение ломоносов, шпоры по управлению.





Предыдущая страница реферата | 1  2  3  4 | Следующая страница реферата