5. Льодовики

Льодовики займають більше 10% земної поверхні. Загальна кількість льоду становить 20,9 млн. км³. При таненні всього льоду рівень води в океані піднявся б на 40-50м. Найбільша площа сучасного зледеніння припадає на полярні області. В північних широтах льодовиками зайнято 2,1 млн. км², а в південних полярних областях - 14,1 млн. км², із них на Антарктиду припадає 13,5 млн. км². Товщина материкового льоду Гренландії 1,5-2 км, а Антарктиди - до 3-4 км. В зонах теплого і помірного клімату льодовики зустрічаються в гірських районах. Таким чином, льодовики можуть зустрічатися на земній кулі у всіх областях.

Розрізняють три типи льодовиків: гірські (долинні), материкові (покривні) і проміжні. Гірські льодовики мають чітко виражені області живлення (гірські райони, де відбувається накопичення снігу і перетворення його в лід) і стоку. Материкові льодовики покривають цілі острови або континенти, відрізняються великою потужністю льоду (0,7-4,0 км), співпаданням області живленя і стоку, пологоопуклою формою поверхні.

На території України в четвертинний період спостерігалося кілька зледенінь. Під час самого більшого із них - Дніпровського край льодовика охопив район з півночі від лінії Полтава-Житомир і виходив до Пермі; останнє - Осташськівське було мінімальним і проходило по границі Вільнюс -Вітебськ, далі північніше Вологди до району західніше Архангельська. Під час максимального зледеніння значна територія України була зайнята материковим льодом. Типово льодовикові форми рельєфу сформувалися в районі Балтійського щита (тут був центр зледеніння), куди входять Швеція, Фінляндія, Кольский півострів і Карелія.

6. Утворення льодовиків

Для утворення льодовиків в горах і на рівнинах необхідні умови, що дозволяють накопичуватись сніговим відкладам. Такі умови спостерігаються в горах, а також північних і південних полярних зонах, де середньорічна температура нижча 0⁰С.

Рухаючись, льодовик своїм фронтом руйнує верхні шари гірських порід, перемішуючи і пересуваючи їх (Мал. 14).Льодовикове руйнування отримало назву е к з а р а ц і я (лат.exaratio- зорювання). При руху льодовика формується льодовикова долина - трог (нім.- trog-корито), зазвичай коритоподібної форми. По краях зони накопичуються уламки гірських порід, утворюючи бокові морени (фр. Moraines- накопичення уламків різної величини); каміння і валуни, які знаходяться в нижній частині льодовика, утворюють донні морени. При злитті двох або декількох язиків льодовика із бокових морен формуються серединні морени. Швидкість руху льодовика може бути різною. Гірські льодовики, наприклад, можуть наступати із швидкістю 200- 250м/ рік.

ЛЬОДОВИКОВІ ВІДКЛАДИ І РЕЛЬЄФ. Материкові льодовики рухаються і переносять уламкові матеріали із холодних, до більш теплих зон, де вони тануть і перед своїм переднім краєм накопичують, уламки гірських порід, утворюючи г р я д у к і н ц е в и х м о р е н (мал. 15), що складаються із великих горбів і гряд. Прикладом таких відкладів являється Валдайська горбисто-моренна височина. Висота кінцевої моренної гряди різна і в середньому рівна 35 -70м. При рівномірному таненні льодовика залишається горбистий шар основної морени,

Мал. 14 Утворення морен льодовика:

а- бокових

б- серединних

в- донних

М ал. 15 Льодовикові відклади:

1. кінцево - моренна гряда;

2. зандрова рівнина;

3. горбиста рівнина;

4. друмліни;

5. ози;

6. ками;

7. озера льодовикового походження;

8. зруйнована льодом корінна порода;

9. незначні плоскі підвищення;

що покриває суцільним шаром (5-8м), всю територію із залишками захороненого льоду. Переважно із-за нерівного ложа льодовика і неоднорідності відкладених морен формується рівнинний або горбисто-грядовий моренний рельєф. Відклади морен неоднорідні по складу (можуть містити каміння,

хрящ, піски), не сортовані і не мають шаруватості. Інколи утворюються продовгуваті горби, повздовжня вісь яких співпадає із напрямком руху льодовика, складені суцільною глинистою мореною, під якою знаходиться відшліфована гора - д р у м л і н . Вони розташовуються групами, утворюючи друмлінові поля горбистого рельєфу. В інших місцях можуть бути високі довгі вузькі насипи - о з и , що складаються з великого каміння, валунів, піску або гальки (Швед. Asar-вузькі вали). Ози утворились з руслового матеріалу внутрішньольодовикових рік, які після танення льодовика виявились на поверхні морен.

При таненні з-під льодовика вириваються широкі потоки льодовикових вод. Виносячи каміння, валуни, хрящ, пісок і більш дрібні частинки, вони відкладають їх по дорозі свого руху. В зоні танення льодовика, особливо в місцях розмиву, залишається найбільш грубий матеріал: каміння, валуни, хрящ. Стікаючи в пониження рівнини і втрачаючи швидкість, потоки льодовикових вод відкладають недалеко від кінцевих моренних гряд, піски, утворюючи так звані з а н д р и (лат.sandur – пісок) – хвилясті, іноді заболочені рівнини, що являють собою злиті пологі і широкі конуси виносу, заповнені шаруватими (лат. Fluvios – ріка, glacialis – льодяний) ф л ю в і о г л я ц і а л ь н и м и п і с к а м и. Прикладами зандрового поля можуть служити білоруське Полісся. Розмір частинок відкладених пісків зменшується із зменшенням швидкості потоків, поступово переходячи в крайніх частинах у легкосуглинисті відклади і покривні суглинки. По одній із гіпотез, відірвані глиби нерозтанувшого льодовика після танення утворили горби неправильної форми – ками, які складаються із шаруватого, добре сортованого матеріалу. В древніх озерах, які залишилися після танення льодовика, щорічно відкладалися шари стрічкових глин, що утворилися при осіданні частинок, принесених в теплий період року талими льодовиковими водами. Спочатку осідали крупні, а потім дрібні частинки, утворюючи за рік два шари: нижній, складений більш крупнішими частинками, і верхній – дрібнішими. Товщина шарів одного року може змінюватись від долей міліметра до 1 і навіть до 30см. По стрічкових глинах вчені встановили час відступу льодовика.

Таким чином, до льодовикових грубоуламкових несортованих нешаруватих моренних відкладів відносяться кінцеві моренні гряди, основна морена і друмліни, що утворюють горбисто – моренні і моренні рівнини і друмлінові поля, а до флювіогляціальних – зандрові добре сортовані піщані поля, ози і ками, що утворюють пологохвилясті рівнини і горбистий рельєф.

До наслідків епохи зледеніння відносять вічну м е р з л о т у , яка займає 45% території країн СНД і 26% території всіх материків. В наш час промерзші і невідталі рихлі гірські породи збереглися в районах з від'ємною середньорічною температурою повітря. Потужність вічної мерзлоти коливається в дуже широких межах - від 8 м. В Читі до 800 м. Літом верхній шар грунту відтаює на невелику глибину : в північних районах піски відтаюють на 1,2 – 1,6 м, в південних – на 4 – 4,5 м, а глинисті грунти – відповідно на 0,7 – 1,0 і 2,5 – 3,0 м. Нерідко на поверхні мерзлого шару накопичується ґрунтова вода. Чергування процесів відтаювання і замерзання відкладів приводить до перемішування верхніх шарів з нижніми. На схилах при відтаюванні грунти стають пластичними і повільно сповзають зверху вниз – це явище носить назву с ол і ф л ю к ц і ї (лат. Solum – грунт, земля; fluctio – стікання). По долинах рік вічна мерзлота відтаює на значну глибину.