47Материкові, або покривні, льодовики, на відміну від гірських, дуже

великі й покривають цілі острови та континенти. Класичними прикладами тут

є льодовикові покриви Антарктиди і Ґренландії.

Ґренландський льодовиковий щит покриває майже ввесь материк, при

максимальна товщина льоду – близько 3 400 м. У крайових частинах товщина

льоду зменшується і з-під нього виступають окремі вершини гір та скелі.

Суцільний льодовиковий покрив до моря не доходить, і перетікаючи через

окремі перевали гір дають початок великим вивідним льодовикам, які

місцями досягають берега, спускаються в море, деякий час перебувають на

плаву , потім вони обламуються і утворюють льодові гори – айсберги.

Антарктичний льодовиковий щит має товщину льоду , яка перевищує

4000 м, середня – 2000–2200 м. Підльодовиковий рельєф дуже складний. Тут

високі гірські пасма чергуються з широкими рівнинами, котрі часто опущені

нижче рівня океану . Льодовик спускається в океан і утворює величезні маси

шельфового льоду , який хоча і плаває в морі, але прикріплений до

льодовикового материка. Шельфові льоди утворюють круті урвища з висотою

30–50, а інколи і 75 м. Від крайових льодовиків відламуються величезні

айсберги. Вони виносять у море багато уламкового матеріалу , захопленого в

процесі руху з підстильної кам’яної основи..

Механізм та швидкість переміщення льодовиків. Під великим тиском

лід на глибині набирає пластичних властивостей і починає переміщатися –

текти. В гірських умовах важливе значення має в разі великих нахилів сила

тяжіння, або гравітаційний фактор. Швидкість руху льодовика залежить від

його живлення, нахилу поверхні, по якій він пересувається. Найбільші

альпійські льодовики рухаються зі швидкістю 0,1–0,4 м/добу . Дещо менша є

швидкість руху льодовиків на Кавказі. Найбільші швидкості зафіксовані на

Памірі і в Гімалаях, – понад 4 м/добу . Рух материкових льодовиків може бути

на порядок більшим, наприклад у Ґренландії він становить від 5 до 25 м/добу .

Близькі швидкості зафіксовані і на Арктичному материку . В горах серединні

частини льодовиків переміщуються з більшою швидкістю, а крайові, що

труться об борти долин, – рухаються повільніше.

Четвертинне зледеніння мало значне поширення в межах Північної

Європи. Це доведено ще в ХІХ ст. Вивчення особливостей будови поверхні

багатьох низинних регіонів засвідчило, що на території Північнонімецької та

Польської низиовини а також у нас на Волині та в багатьох інших місцях

виявлено великі кількості дуже поштрихованих та згладжених валунів давніх

порід, які лежали просто на поверхні або були включені всередині червоно-

бурих, інколи сірувато-бурих невідсортованих глин і суглинків. Ці валуни

різко відрізнялися за складом від розвинутих тут корінних скельних порід. Це

були валуни з гранітів, гнейсів, які в корінному заляганні відомі в

Скандинавії. Такий факт дав підстави П.Кропоткіну та шведському вченому

Торелу 1871 р. висловити думку про велике материкове зледеніння, яке

охопило північну частину Європи, внаслідок чого ератичні валуни були

винесені далеко до півдня. Тепер уважають, що в четвертинному періоді

потужні материкові льоди покривали величезні території Північної Азії,

Європи і Північної Америки, а також мали значний розвиток у гірських

районах. Загальна площа четвертинного зледеніння ставила близько 45 млн.

км2

(30% території суші). Виявлено декілька горизонтів льодовикових

відкладів, розділених міжльодовиковими.

Геологічна діяльність льодовиків пов’язана перш за все з величезним

тиском льодовика і руйнуванням ним унаслідок цього підстильних порід.

Цей процес підсилювавала наявність вмерзлих у лід уламків твердих порід,

які видряпували борозни і штрихи – так звані льодовикові шрами, що дають

змогу визначити напрям руху льодовика. Виступи корінних скель льодовик

згладжує, внаслідок чого утворюються покаті згладжені видовжені форми

валунів – “баранячі лоби”. Трапляються й інші льодовикові форми, зокрема,