2.3.7. Геологічна діяльність льодовиків

Льодовики. Льодовики — це природні маси кристалічного льоду (зверху — фірну), які формуються на поверхні Землі внаслідок на- копичення і подальшого перетворення твердих атмосферних опадів (снігу). Необхідною умовою утворення льодовиків є поєднання низь- ких температур повітря з великою кількістю твердих атмосферних опадів, що має місце в холодних країнах високих широт та у вер- шинних частинах гір. Тому сніг на земній поверхні може накопичу- ватись тільки за від’ємних середньорічних температур, вище так званої снігової лінії. Сніговою лінією називають деяку смугу, в ме- жах якої середньорічна кількість твердих опадів дорівнює їх втра- там. Висота цієї лінії залежить від широти і висоти місцевості над рівнем моря, кількості твердих опадів, експозиції схилів гірського хребта та інших чинників. Від’ємна температура утримується ціло- річно в межах Північного і Південного полюсів на рівні океану, на Західному Кавказі на висоті понад 2700 м, на Східному Кавказі на висоті понад 3500 м, у Гімалаях на висоті понад 5500 м. Проте межа її не залишається весь час на одному рівні. В період похолодань і підвищення вологості клімату вона зміщується вниз, а в період по- теплінь і зменшення вологості — вгору.

Сніг накопичується вище снігової лінії не всюди. З одних ді- лянок він легко здувається вітром і збирається на інших, зокрема на підвітряних схилах у циркоподібних заглибленнях. У таких заглибленнях об’єм снігу може досягати багатьох сотень тисяч кубічних метрів. Внаслідок втрати рівноваги величезні маси на- копиченого снігу переміщуються вниз по схилу у вигляді снігових лавин. Лавини мають надзвичайно велику швидкість і розвива- ють потужний повітряний рух — вихор, який змітає зі схилів всі продукти вивітрювання і навіть уламки скель. Нерідко сходжен- ня снігових лавин завдає великих збитків населенню гірських районів, наприклад в Альпах, на Кавказі, Памірі, Тянь-Шані, Алтаї.

За сприятливих форм рельєфу маси снігу, накопичені упродовж багатьох тисячоліть вище снігової лінії, не сходять, а піддаються подальшому перетворенню спочатку на зернистий лід — фірн, а по- тім, у міру підвищення тиску — на блакитний прозорий глетчерний лід. У перетворенні снігу на фірн, а далі на глетчерний лід велике значення мають тиск і сублімація, під якою розуміють випарову- вання льоду і наступну кристалізацію водяної пари. Під час сублі- мації вивільнюється теплота, яка сприяє сплавлянню окремих кри- сталів. З часом фірн поступово перетворюється на глетчерний лід. В процесі таких перетворень різко змінюються фізичні властивості

70

твердої води. Так, маса 1 м3 снігу 85 кг, а 1 м3 фірну з розміром зе- рен 0,5 – 5 мм на глибині до 100 м — близько 600 кг. Щільність фі- рну — 0,2 – 0,6 г/см3. Глетчерний лід складається із зерен розміром від горошини до курячого яйця. Маса 1 м3 такого льоду дорівнює900 – 960 кг, а щільність — 0,909 г/см3, тобто близька до щільності річкового льоду (0,917 г/см3). Зароджуються льодовики вище сніго- вої лінії, де знаходяться зони їх живлення (акумуляції). Проте під час руху льодовики виступають нижче снігової лінії в зону абляції (від лат. abllycio — відокремлення, знесення). Маса льодовика по- ступово зменшується внаслідок танення, випаровування та механі- чного руйнування. Цю зону іноді називають зоною стоку або розван- таження. Залежно від змінних у часі співвідношень акумуляції та абляції відбувається осциляція (від лат. oscillycio — коливання) краю льодовика. За істотного посилення живлення і перевищення його над таненням край льодовика просувається вперед — льодовик наступає, за зворотного співвідношення льодовик відступає. У разі збереження упродовж тривалого часу співвідношення живлення та абляції край льодовика займає стаціонарне положення. Сучасні льодовики вкривають площу понад 16 млн км2, або майже 11 % су- ходолу.

Типи льодовиків. Виділяють три основні типи льодовиків: 1) материкові, або покривні; 2) гірські; 3) проміжні, або змішані. Класичними прикладами існуючих материкових льодовиків є по- криви Антарктиди і Гренландії.

Антарктичний льодовик. Антарктида займає площу близько 15 млн км2, з них близько 13,2 млн км2 вкрито льодом. Крижаний по- крив утворює величезне плато заввишки до 4000 м. За даними сейсмічних досліджень, рельєф тут характеризується великою складністю, наявністю хребтів і значних низин, які опущені на де- сятки і сотні метрів нижче рівня Світового океану. Потужність ан- тарктичного льодового покриву змінюється від декількох сотень метрів біля гір або краю материка до 4000 м і більше в централь- них частинах, особливо в межах низинних рівнин (Берда, Шмідта та ін.). За винятком деяких обмежувальних гірських місцевостей, льодовик вкриває весь материк, заповнює берег і поширюється в моря, утворює величезні маси так званого шельфового льоду, який частково лежить на шельфі, частково знаходиться на плаву. Добре відомий шельфовий льодовик Росса займає половину моря Росса й обривається уступом, висота якого над рівнем моря близько 60 м, а подекуди й більше. Його ширина з півночі на південь близько 800 км. В окремих місцях крайових зон Антарктиди, де рельєф роз- членований, льодовиковий покрив розпадається на окремі вивідні потоки, які рухаються або по скельних, або по крижаних схилах. Від країв вивідних і шельфових льодовиків відколюються величе-

71

зні крижані брили — айсберги, площа деяких із них досягає 50 – 100 км2. Враховуючи, що надводна частина айсберга становить 1/7 – 1/10 частину його висоти, можна уявити собі величезність і небезпечність для пароплавства цих відірваних брил, які вино- сяться вітрами і морськими течіями в простори океану, далеко за межі полярних морів.

Гренландський льодовик. Площа Гренландії понад 2 млн км2, з яких близько 80 % вкриті материковим льодом. Центральна части- на льодовикового плато (ділянки живлення) характеризується абсо- лютними висотами близько 3000 м, до крайових частин висота зни- жується до тисячі і кількох сотень метрів. Максимальна потужність крижаного покриву Гренландії за сейсмічними даними близько 3400 м, середня — близько 1500 м. У гористих окраїнах Гренландії спостерігаються долинні вивідні льодовики, найпотужніші з них виходять у море на різні відстані і знаходяться на плаву. Виступи і

ками. Ділянками їх стоку або розвантаження є гірсь- кі долини. Гірські долинні льодовики бувають простими, відокрем-

леними один від одного, кожен із чітко визначеною ділянкою жив- лення і власною ділянкою стоку. Однак часом спостерігаються складні льодовики, які виходять з різних ділянок живлення, зли- ваються один з одним у ділянці стоку й утворюють єдиний потік, який є справжньою річкою льоду з притоками, яка на багато кіло- метрів заповнює гірську долину. На рис. 2.24 зображено гірський льодовик, який складається з кількох льодяних потоків, що злили- ся. Темні смуги на поверхні льодовика — це серединні морени (бічні морени злитих льодовиків).

72

Прикладом такого склад- ного льодяного потоку є льодовик Федченка на Па- мірі протяжністю близько 75 км, з великою потужніс- тю льоду. Через численні притоки такі льодовики в

влення формується в різ- них сідловинах, на вирівняних ділянках гір, або внаслідок зливан-

ня циркоподібних ділянок живлення різних схилів. В цих умовах стік льоду може відбуватися по долинах різних (протилежних) схи- лів хребта. Такі льодовики іноді називають переметними. На схи- лах долин або вище льодовикових цирків спостерігаються кріслопо- дібні заглиблення, які називають карами, лід у них не має стоку (або він дуже незначний). В умовах дегляціації їх називають релік- товими, або залишковими (Деякі дослідники називають карами ді- лянки живлення долинних льодовиків.)

І, нарешті, висячі льодовики, розміщені у відносно неглибоких западинах на стрімких гірських схилах.

До проміжного типу належать так звані передгірні та плоскогір- ні льодовики. Передгірні льодовики одержали свою назву за місцем розташування їх біля підніжжя гір. Вони утворюються внаслідок зливання численних гірських льодовиків, які виходять на передгір- ну рівнину, розтікаються в боки і вперед і формують великий льо- довиковий шлейф, який вкриває значні простори. Отже, тут поєд- нуються гірські льодовики в високих горах і покривні в передгір’ях. Типовим прикладом є величезний льодовик Маляспіна на Тихооке- анському узбережжі Аляски площею близько 3800 км2. Інше поєд- нання спостерігається в льодовиках скандинавського або плоскогір- ного типу. Такі плоскогірні льодовики розташовані на вирівняних слабко розчленованих вододільних поверхнях давніх гірських спо- руд (льодовик Юстедаль у Норвегії площею близько 950 км2). Стік льоду здійснюється в долини. Отже, тут єдина ділянка живлення і розділені канали стоку. Іншими прикладами є крижані покриви або льодяні шапки, які вкривають значні площі Шпіцбергена та Іслан- дії, звідки вони виступають через крайові депресії у формі лопатей або долинних язиків. Дещо подібні умови спостерігаються в межах окремих вулканічних конусів, вкритих суцільними шапками льодо- виків, які спускаються в усі боки короткими язиками по улоговинах гірських схилів.

73

Переміщення льодовиків. Характерною особливістю льоду є пластичність. Ступінь його пластичності зростає в міру зниження температури і підвищення тиску. Лід, який знаходиться в нижній частині льодовика, має найбільшу пластичність і може начебто виповзати з-під товщі, розміщеної вище. Глетчерний лід, що випо- взає з-під фірнового покриву, тече мов пластична речовина неза- лежно від рельєфу місцевості. Для того щоб льодовик почав руха- тись на пологому (до 1°) схилі, товща льоду має становити 60 – 65 м, а на стрімкому (45° і більше) — лише 1,5 – 2 м. За пластичної течії періодично накопичуються горизонтальні напруження, які пере- вищують пружність льоду, внаслідок чого виникають горизон- тальні зриви, впродовж яких прошарки льоду, що лежать вище, проковзують по розміщених нижче. Такі пошарово-диферен- ційовані пластинчасті течії подекуди супроводжуються стрибкопо- дібними змінами швидкості руху. В місці контакту льодовика з ложем (неоднорідним за рельєфом і складом гірських порід) вини- кають брилові ковзання. Цьому сприяє наявність уламкового ма- теріалу в нижній частині рухомого льодовика, що збільшує внут- рішнє тертя льоду і призводить до зниження його пластичності. Верхня крихка частина льодовика поділена численними тріщина-

Рис. 2.25. Принципова схема динаміки накопичення донної (основної) морени в льодовиковому щиті (за Ю.О. Лаврушиним):

І — зона переважаючого лускувато-насувного типу руху льоду; ІІ — насипна кінцева морена; ІІІ — переміщувана донна морена по лінії схилів; IV — накопичення донної морени під час пластичного руху льоду; точки екзарації і виникнення відторгнень; V — підзона перетворення мореновмісного льоду; накопичення донної морени та екзарації можливі тільки в окремих частинах; VI — підзона одержання матеріалу з ложа; VII — слабка екзарація; VIII — зона переважно пасивного льоду; ІХ — зона переважаючого пластинчастого типу руху льоду; 1 — сніг, фірн та первинно-осадовий метаморфічний лід; 2 — пасивно рухомий твердий лід; 3 — глетчерний лід із пла- стичним типом руху і рухом по внутрішніх лініях схилів; 4 — лінії внутрішніх схилів і відторгнення; 5 — переміщуваний моренний матеріал; 6 — екзарація; 7 — відкла- дена морена; 8 — корінні породи; 9 — насипна кінцева морена

74

ми (які сягають значної глибини) на брили різного розміру і паси- вно переміщується разом із підстильною частиною льоду. В крайо- вих частинах льодовика, де потужність льоду і його пластичність зменшуються, виникають похилі поверхні сколів, по яких зміщу- ються блоки і пластини льоду, що утворюють систему лускатих на-

сувів (рис. 2.25).

Швидкість руху льодовиків різна — від кількох десятків санти- метрів до 20 м за добу, і залежить від пори року і району знахо- дження льодовика. Наприклад, гірські льодовики Альп переміщу- ються зі швидкістю від 0,1 – 0,4 до 1,0 м за добу, а деякі з них часом збільшують швидкість до 10 м за добу. Швидкість вивідних льодо- виків Гренландії, які спускаються в фіорди, може досягати 25 – 30 м за добу, тоді як у внутрішніх зонах, вдалині від фіордів, вона стано- вить кілька міліметрів за добу. На фоні середніх значень іноді шви- дкість руху льодовиків різко зростає. Прикладом цього є льодовик Ведмежий на Західному Памірі, який у 1963 р. почав рухатися зі швидкістю до 50 м за добу, заблокував течію р. Абдукагора, внаслі- док чого утворилося підгачене озеро. В подальшому вода прорвала льодяну греблю і, рухаючись із величезною швидкістю, зруйнувала все на своєму шляху. Активізація льодовика спостерігалась і в

1988 – 1989 рр.

Характерна також неоднакова швидкість руху окремих частин льодовиків. Реперні спостереження в гірських льодовиках засвідчи- ли, що швидкість руху в їх центральній частині вища, а в бортових і придонних частинах нижча (внаслідок тертя). Через нерівномір- ність руху льодовика виникають певні напруження і діагональні тріщини. Біля верхнього кінця гірського льодовика утворюється ве-

кання нерівностей і ви- ступів підлідного ложа.

Руйнівна та акумулятивна робота льодовиків. Під час руху льо- довиків відбувається низка взаємозв’язаних геологічних процесів: 1) руйнування гірських порід підлідного ложа з утворенням різних за формою і розмірами уламкових матеріалів (від дрібних піщаних

75

часточок до великих валунів); 2) перенесення уламків порід на по- верхні або всередині льодовиків, а також вмерзлих у придонні час- тини льоду або переміщення їх волочінням по дну; 3) акумуляція уламкового матеріалу, яка має місце як у процесі руху льодовика, так і під час дегляціації. Весь комплекс зазначених процесів та їхні наслідки можна спостерігати в гірських льодовиках, особливо там, де вони раніше простягались на багато кілометрів далі сучас- них меж. У сучасних покривних льодовиках здебільшого дослі- джують процеси тільки крайових частин. Однак про геологічну діяльність покривних льодовиків можна судити за четвертинним (антропогенним) зледенінням, яке неодноразово вкривало величе- зні простори Європи і Північної Америки за останні 800 тис. років.

Льодовики виконують величезну руйнівну, транспортувальну й акумулятивну роботу. Рухаючись по земній поверхні, вони подріб- нюють, кришать уламки скель, які трапляються на їх шляху, труть, борознять і полірують поверхні гірських порід, виорюють пухкі від- клади, іноді залишаючи після себе досить великі, видовжені за на- прямком руху ванни виорювання. Захоплені льодовиками уламки ще більше посилюють їх руйнівну діяльність. Схили, де обробна ді- яльність льодовиків була сильнішою, стають пологішими порівняно зі схилами, що зазнали слабкішого впливу. Оброблені льодовиками випуклі форми скель називають баранячими лобами, а групи дріб- них баранячих лобів, які утворюють низку згладжених асиметрич- них виступів і заглиблень, — кучерявими скелями. Такі скелі по- ширені на Кольському півострові та в Фінляндії.

Льодовики, які спускаються з гір, перетворюють ерозійні гірські долини на льодовикові, або трогові (від нім. Trog — ночви), зі стрім- кими відполірованими схилами і плоским дном. Трогові долини добре розвинені в районах давнього і сучасного зледеніння. Дно та- ких долин має нерівномірний хвилясто-горбистий нахил, оскільки льодовик виорює западини в пухких відкладах і лише згладжує тверді породи, залишаючи виступи — ригелі.

На поверхню льодовика, що рухається, зі схилів гір скочується велика кількість уламкового матеріалу. Крім того, льодовик захоп- лює уламковий матеріал з бічних і донних частин долин. Комплекс пухкого уламкового матеріалу, відкладеного льодовиком, називають мореною, а переміщуваний уламковий матеріал — рухомою море- ною. Морени, які рухаються, поділяють на донні, внутрішні, сере- динні та бічні, а відклади — на кінцеві й основні (рис. 2.27).

Донні морени складаються з продуктів післяльодовикового виві- трювання та уламків порід, які відірвалися від ложа основи. Вони містять поряд із великими уламками пилуваті і глинисті часточки.

76

Рис. 2.27. Типи морен:

1 — основна; 2 — внутрішня; 3 — донна; 4 — бічна; 5 — корінні породи

Внутрішні морени утворені різними уламками порід, які скоти- лися у фірновий басейн. У процесі поступального руху ці уламки засипаються снігом і впаюються в лід. Під дією сонячних променів лід під ними тане, випаровується і вони входять у середину льодо- вика.

Серединні морени утворюються внаслідок злиття бічних морен двох льодовиків. За кількістю серединних морен можна визначити кількість злитих льодовиків. Деякі дослідники бічну і серединну морени називають поверхневими.

Бічні морени складаються з різних за розміром уламків порід об- валів і бортів долини, по якій рухається льодовик.

Кінцеві відклади — це вали уламкового матеріалу (валуни, галь- ка тощо), який накопичується перед льодовиком. Стрімкі схили ва- лів звернуті в бік льодовика, а похилі — вниз по долині. Вали кін- цевої морени вказують, до яких місць доходили льодовики. Якщо льодовик, відступаючи, зупинявся кілька разів, то на шляху його відступання формується кілька валів.

Швидковідступаючі льодовики не мають кінцевих морен. Їх се- рединні, бічні, донні і внутрішні морени об’єднуються в основну мо- рену, причому серединні і бічні морени утворюють вали вздовж ко- лишнього ложа.

Серед льодовикових відкладів найчастіше трапляються моренні глини і суглинки, а також валунні суглинки з вкрапленням вели- ких уламків. Морени не шаруваті, залягають у вигляді кишень, ва- лів, горбів та інших неправильних форм. Потужність моренних від- кладів сучасних гірських льодовиків незначна, морен четвертинно- го зледеніння — 2 – 35 м, а протерозойського і палеозойського зле- денінь —180 м. Морени протерозойського і палеозойського зледе- нінь — тиліти метаморфізовані.

77

Серед відкладів льодо- вика значне місце займа- ють валуни, слабко відпо- ліровані ним, які нерідко несуть сліди льодовикової штриховки. Поперечні роз- міри валунів до 10 м і бі- льше. Складаються вони в основному з магматичних і метаморфічних гірських порід. Особливо цікавими є керуючі ератичні валуни, які дають змогу визначити ділянки зносу і місця роз- ташування центрів зледе- нінь.

Акумулятивною льодо- виковою формою, яка різ- ниться деякою закономірні-

стю, є друмліни — витягнуті овальні горби, довга вісь яких збігаєть- ся з напрямком руху льодовика. Складені вони моренною глиною, яка обволікає ядро з корінних гірських порід, частіше в корінному своєму заляганні. Висота друмлінів сягає 20 – 25 м, ширина їх осно-

ви — 100 – 200 м, а довжина 1 – 2 км (рис. 2.28).

Водно-льодовикові (флювіогляціальні) відклади. Внаслідок та- нення льоду під тілом льодовика виникає ціла система водостоків та струменів. У місцях витікання цих потоків з-під льодовика нері- дко утворюються гроти, іноді досить значних розмірів. Водно- льодовикові, або флювіогляціальні, потоки розмивають морени і одночасно сортують і обкочують уламки. У верхній частині, де роз- мивна дія найінтенсивніша, вони несуть досить велику кількість матеріалу. Вниз по течії, в місці виходу рівчаків з-під льодовика, швидкість течії води уповільнюється, починає відкладатися матері- ал, який вони переносять — спочатку грубозернистий (галька, гра- вій), потім піски і там, де вони поступово щезають, суглинки та гли- ни. Водно-льодовикові відклади попереду краю льодовика утворю- ють величезні поля. Біля материкових льодовиків вони на великій площі складені піщано-глинистими і піщаними відкладами, тому й названі зандровими полями (від лат. zandr — піщаний). Іноді флю- віогляціальні відклади розташовані між моренними відкладами льодовиків попереднього і наступного зледенінь. У цьому разі їх називають міжморенними. Від морен вони різняться доброю відсор- тованістю та косою шаруватістю. З водно-льодовиковими потоками пов’язують утворення горбоподібних гряд — озів (рис. 2.29), які

78

крайову частину льодовика, інші вважають їх дельтовими відкладами рівчаків, які витікають з-

під льодовика. Ози поширені у Фінляндії і Швеції, де вони розта- шовані грядами паралельно напрямку льодовикових борід. Часто до головних озів прилягають бічні, утворюючи систему, яка нагадує річку з її притоками.

Горби, які складені косошаруватим матеріалом, обробленим во- дою, хаотично розкидані і в основному приурочені до крайових час- тин льодовика (розташовані зовні валів кінцевих морен), називають

камами.

До поширених водно-льодовикових відкладів належать стріч- куваті глини, які утворилися в замкнених прильодовикових озерах. Ці відклади характеризуються чергуванням тонкопіщаних та мулу- ватих шарів, які складають стрічку. Така текстура відкладів зумов- лена сезонністю їх накопичення: піщані шари стрічки утворюються навесні і влітку, а мулуваті — взимку (коли вода рівчаків не надхо- дить в озеро). Товща смуг сягає 0,5 – 1,5 мм.

Четвертинне зледеніння. Комплекс льодовикових і водно- льодовикових відкладів протерозойської і палеозойської епох зберіг- ся дуже слабко. Відклади і форми рельєфу неоген-четвертинного зледеніння виразно збереглися на величезних просторах Європи, Азії і Північної Америки. Вчені багатьох країн світу широко вивча- ють відклади цього зледеніння. З вітчизняних учених насамперед слід згадати дослідження П.О. Кропоткіна, який вперше висунув і обґрунтував теорію існування материкового зледеніння на початку четвертинного періоду1. Його теорія одержала світове визнання. Визначну роль у вивченні льодовикових відкладів Сибіру відіграв

1 Кропоткин П.А. Исследование о ледниковом периоде, 1871.

79

В.О. Обручев, який вперше довів, що північна частина Сибіру до 60° пн.ш. в четвертинному періоді підлягала зледенінню.

Поширення четвертинних льодовиків в Європі (Східній і Захід- ній) спостерігалось до 50° пн.ш. Наступали льодовики з двох основ- них центрів: один з них, більший, був на території Скандинавії, Фінляндії та Кольського півострова, другий — на території Нової Землі, Полярного та Північного Уралу.

Вазійській частині колишнього СРСР внаслідок великої сухості території суцільного зледеніння не було. Тут існували окремі центри зледеніння, з яких спускались значні льодовикові покриви. Один із таких великих центрів зледеніння був на півострові Таймир

вхребті Бирранга, інший — на Північному і Полярному Уралі.

ВПівнічній Америці льодовики поширювались з півночі на пів- день до 40° пн.ш. (тобто межа їх проходила південніше Чикаго), на- ступаючи з трьох центрів зледеніння: кордильєрського, киватинсь- кого (на захід від Гудзонової протоки) та лабрадорського.

У четвертинний період значно більшим було зледеніння гір, оскільки снігова лінія в той час у зв’язку з загальним похолоданням клімату і збільшенням опадів, проходила значно нижче на всіх кон- тинентах. Наприклад, у Паміру вона знизилась на 600 – 800, у Тянь-Шані — на 650 – 1250 м. Гірські льодовики Середньої Азії, Кавказу були довшими за сучасні в 2 – 2,5 раза. Значні простори були зайняті льодовиками на північному сході Сибіру на території Колимського, Верхоянського, Черського, Анадирського, Приморсь- кого та інших хребтів. Альпійські льодовики в період максимально- го наступу льодовика виходили на передгірні рівнини, де утворю- вали передгірні льодовики.

Загальна площа четвертинного зледеніння в максимальних його кордонах досягала 39 млн км2, тобто льодовики займали 26 % усієї площі суходолу. Вони то відступали, досягаючи розмірів, близьких до розмірів сучасних льодовиків, то наступали знову. Питання про те, скільки було зледенінь, досі є спірним, оскільки в окремих міс- цях, особливо в районах, близьких до сучасних меж зледенінь, спо- стерігається кілька горизонтів морен і розділяючих їх міжморенних відкладів. Міжморенні відклади — це шаруваті водні осади або торфовища, а частіше — поховані ґрунтові горизонти. Ці утворення вказують на досить тривалі перерви в льодовиковій акумуляції, тобто на відсутність льодовика в момент їх формування і на теплий та вологий клімат. Перерви в льодовиковій акумуляції могли бути спричинені повним зникненням льодовика або тимчасовим його відступанням.

На основі ступеня збереження льодовикових форм рельєфу з урахуванням розрізу льодовикових і міжльодовикових відкладів як для гірських країн, так і для рівнинних було запропоновано кілька

80

схем зледенінь. Для гірських країн однією з перших була схема зледеніння Альп. Тут встановлено чотири зледеніння та три розді- ляючих їх міжльдовикових епохи. Найдавніше зледеніння назване

гюнцьким (N2), наступним було міндельське (Q1), потім рисське (Q2)

і саме останнє — вюрмське (Q3). Міжльодовикові епохи названі від- повідно гюнц-міндельська, міндель-рисська, рисс-вюрмська. Для рівнинних територій дано свої схеми зледенінь, які зіставні з аль- пійським.

На території європейської частини СНД донедавна І.П. Ге- расимов і К.К. Марков виділяли три зледеніння. Перше з них — лихвенське (міндельське), друге — дніпровське (римське) і третє —

валдайське (вюрмське).

Найбільшу площу займало дніпровське зледеніння. Льодовик спускався двома язиками по долинах Дніпра і Дону до 50° пн.ш. Східніше Дону південна межа льодовика різко повертала на північ, проходила вздовж західних і північних меж Середньоросійської і Приволзької височин і пересікала Волгу біля Васильсурська. Потуж- ність льодовика максимального зледеніння досягала 2000 м у його центральній частині і 1000 м — поблизу південної межі.

Валдайське зледеніння займало значно меншу площу. Південна межа його проходила приблизно через Мінськ, Вітебськ, Вологду, Няндоми. В межах останнього зледеніння, особливо в його північній частині, добре збереглися не тільки льодовикові відклади, а й фор- ми льодовикового рельєфу. Так, на території Карелії і Кольського півострова, де потужний (до 2000 м) льодовик виконував в основно- му екзараційну роботу, в рельєфі чітко виявлені баранячі лоби, ку- черяві скелі, ванни виорювання, зайняті нині озерами та болотами; на півдні Карелії збереглися вали кінцевих морен (у місцях зупин- ки) та перпендикулярні до них гряди озів. Ще далі на південь, по- близу Санкт-Петербурга, Вологди, Пскова і південніше, слідами зледеніння є вже акумулятивні форми, представлені потужними (в кілька десятків метрів) товщами морен з валунних глин. Валуни тут як із місцевих порід, так і з порід, не властивих території їх зна- ходження, — ергатичні валуни. Останні складаються з гранітів і гнейсів, відомих у корінних відкладах Скандинавії. Подекуди трапляються друмліни, ками, товщі смугастих глин.

Між межаами валдайського і дніпровського зледенінь добре роз- винуті зандрові поля і подекуди вирівняні форми льодовикової акумуляції, наприклад ховми — рештки колишніх гряд кінцевих морен (у районі дніпровського язика та в деяких місцях Білорусі), розчленовані сучасною ерозійною сіткою.

В останні роки дві стадії дніпровського зледеніння І.П. Гера- симов і К.К. Марков виділяють у самостійні зледеніння і, відповід- но, для європейської частини СНД виділяють чотири зледеніння: лихвінське, дніпровське, московське і валдайське.

81

Причини зледенінь. Ми живемо в епоху відступання льодовиків

узв’язку із загальним потеплінням як у Північній, так і в Півден- ній півкулях. Чим же було викликане похолодання клімату напри- кінці третинного і на початку четвертинного періодів щонайменше на 4 – 5 град? Щодо цього питання існують численні гіпотези. При- хильники однієї групи гіпотез пов’язують зміни клімату з косміч- ними явищами: зміною сонячної активності, зміною кута нахилу земної осі до екліптики, проходженням сонячної системи через різні за щільністю туманності Галактики. Прибічники іншої групи гіпо- тез пов’язують причини зміни клімату з явищами, які відбуваються

усамій Землі, наприклад зі ступенем вулканічних вивержень. Причому дехто з них вказує, що виверження вулканів сприяє поте- плінню внаслідок збільшення вмісту у повітрі вуглекислого газу, а послаблення вулканічної діяльності призводить до похолодання; інші вважають, що з посиленням виверження вулканів спостеріга- ється похолодання, оскільки виділяється багато пилуватих часто- чок, які екранують радіацію Сонця.

Проте для настання зледеніння на Землі не досить тільки зни- ження температури, необхідне і збільшення вологості повітря. Ві- домо, що сьогодні у Східному Сибіру, де в районі Верхоянська зна- ходиться «полюс холоду» Північної півкулі, температури нижчі, ніж наприклад у Гренландії. Однак у Гренландії випадає більше опа- дів, і тому там є необхідні умови для накопичення льодовиків. У Верхоянському краї льодовиків немає, бо кількість опадів дуже ма- ла і постійний сніговий покрив не утворюється.

Зміну температур і вологості деякі вчені пояснюють горотворни- ми процесами. Це одна з найпоширеніших нині гіпотез. Горотворні процеси призводять до збільшення суходолу (площі і висоти), й от- же, до зниження середньорічної температури на великих територіях Землі, оскільки водночас зменшується водний простір Світового океану, зникають моря (зменшуються колектори тепла).

Зледеніння земної кори добре узгоджуються з горотворними процесами в історії Землі. Потужне протерозойське зледеніння спо- стерігалося після великих горотворних процесів архею, великі кам’яновугільне і пермське зледеніння сталися після герцинського горотворного процесу. Четвертинне зледеніння розглядають як ре- зультат останнього (альпійського) горотворного руху, внаслідок яко- го наприкінці неогену були створені найвищі гірські системи Альп, Карпат, Кавказу, Паміру, Гімалаїв, Кордильєр та ін. Це викликало зміни напрямків руху вологих вітрів та морських течій. На високих горах, які піднялися вище снігової лінії, виникли центри зледенін- ня, які вплинули на клімат інших районів.

Не зважаючи на логічне обґрунтування низки фактів, які харак- теризують умови виникнення льодовиків, розглянута гіпотеза не є

82