Діяльність гляціальних процесів давніх материкових (покривних) зледенінь і морфоскульптура областей їхнього поширення

Глобальні зміни кліматичних умов упродовж геологічної історії Землі не раз спричинювали значні похолодання, що призводило до поширення на поверхні планети великих покривів материкового льо­ду. Якщо нині площа поверхні Землі вкрита льодовиками на тери­торії приблизно 16,2 млн км², то в минулому вона становила від 38 до 45 млн км² (йдеться про антропогеновий, або «льодовиковий», пе­ріод). Установлено неодноразову повторюваність в історії існування Землі періодів поширення зледенінь у тих чи інших частинах земної поверхні. Наслідки найдавніших зледенінь (так звані «тиліти») у вели­кій кількості виявлено у Південній Африці, Канаді, Гренландії, Скан­динавії. їхній вік становить близько 700 млн років, а відклади подібні до льодовикових (валуни, вкриті борознами і штрихами), що були знайдені у кам’яновугільних і пермських відкладах Індостану, Афри­ки, Австралії, Південної Америки. Однак форм рельєфу, які виникли внаслідок діяльності льодовиків тих часів, не збереглося).

Похолодання, що намітилося у високих і середніх широтах плане­ти вже наприкінці пліоцену, призвело в антропогеновий період до значного зниження температури та інтенсивного розвитку льодовиків у різних частинах планети, причому одночасно у північній і південній півкулях. Поряд з існуючими нині льодовими покривами в Грен­ландії та Антарктиді тоді утворилися потужні льодові щити й покри­ви, що зайняли майже всю Північну Європу, значну частину Північної Америки, частину Західного і Східного Сибіру. Центрами, звідки по­ширювалися льодовикові покриви, в Євразії були Скандинавські гори, Кольський півострів, острови Нова Земля, район Полярного Уралу, півострів Таймир та шельф Баренцового моря, а в Північній Амери­ці — Гренландія, острови Канадського архіпелагу, Аляска. Важливи­ми джерелами живлення покривних льодовиків були гірські країни, розміщені переважно у районах помірного вологого клімату, де умо­ви для нагромадження твердих опадів були найсприятливішими. Роз­ростаючись із зазначених вище центрів, окремі льодовикові ареали згодом зливалися між собою в єдині льодовикові покриви Євразії та Північної Америки й активно просувалися на південь і північ. Оскіль­ки на півночі вони потрапляли до глибокої котловини Північного Льодовитого океану, то їх геоморфологічний вплив у цьому напрямі був незначним. Просуваючись на південь, льодовикові покриви дола­ли величезні відстані по теренах рівнин Західної й Східної Європи, Сибіру, Північної Америки і здійснювали істотне перетворення зем­ної поверхні. У районах континентального внутрішньоматерикового клімату з антициклональним режимом погоди у холодне півріччя не було умов для сталого нагромадження твердих опадів і розвитку зле­деніння.

Неодноразовість плейстоценових зледенінь рівнинних просторів Євразії (їх було чотири: ліхвінське, або окське, дніпровське, московське та валдайське) добре узгоджується з подібними ритмами зміни клімату в області Альп, де західноєвропейськими вченими знайдено сліди чо­тирьох зледенінь, які назвали у послідовності літер латинської абет­ки — гюнц, міндель, рисс, вюрм (оскільки зледеніння зумовлювалося змінами клімату планетарного порядку, які мали однаковий прояв на величезних просторах земної поверхні, вчені намагалися знайти до­кази чотириразового зледеніння в областях, розміщених далеко за межами Альп. Це сприяло поширенню альпійської номенклатури зледенінь для районів Європи та Азії. Пізніше у серію наслідків ритмічності клімату, що призвела до зледенінь, було виявлено для областей Північної Америки та Сибіру, щоправда назви зледенінь для них були іншими.

На поширення льодовикових покривів значно впливали особли­вості попереднього рельєфу, які в одних випадках сприяли швидко­му і далекому проникненню льодовика у вигляді окремих лопатів або язиків, а в інших (зворотний ухил поверхні, наявність орографіч­них бар’єрів) — затримували їх просування. Цим пояснюються складні обриси льодовикового фронту і нерівномірність нагрома­дження на певній території льодовикових відкладів.

Покривні зледеніння і відповідні перетворення рельєфу земної поверхні зумовили значні зміни у різних компонентах навколишньо­го середовища тих часів, що у вигляді палеогеографічних доказів збереглися донині. Льодовикові відклади на теренах, що звільнилися від льодового покриву під час його відступу, в процесі наступного міжльодовикового періоду зазнавали глибоких змін унаслідок про­цесів вивітрювання, вилуговування, окиснення, оброблення поверхне­вими текучими водами, що спричинювало їх сортування на певні фракції. В озерах, які заповнювали численні замкнені западини, на­громаджувалися тонкошаруваті мулисті й глинисті фракції, відомі як «стрічкові глини». В інших місцях відкладалися або залишалися грубіші елементи морени — піски, гравелітові піски, а подекуди навіть залишалися валуни. Водночас зі змінами поверхневих утворень відбу­валися значні зміни рельєфу, утвореного льодовиком: закладалася нова річкова мережа, замкнені озерні западини сполучалися з ерозій­ними долинами, завдяки чому озера частково або повністю осушува­лися, а деякі з них заповнювалися відкладами, заростали болотною рослинністю і перетворювалися на потужні торфовища. Поблизу краю льодовика в умовах тундростепу сезонне танення льоду сприяло по­ширенню процесів соліфлюкції (явище повільного сповзання по схи­лах осадових порід, які значно зволожувалися внаслідок танення порід багаторічної мерзлоти), що разом з іншими процесами сприяло зни­женню межиріч і загальному пом’якшенню різких вертикальних об­рисів рельєфу. У гірських країнах під час міжльодовикових періодів завдяки ерозії багатоводних річок, підсиленій ізостатичним піднят­тям, у днища долин, оброблених льодовиками (у троги), врізалися молоді вузькі й глибокі долини.

Деякі зледеніння плейстоценового періоду мали різне поширен­ня. Зокрема, передостаннє (московське) зледеніння на теренах Східно­європейської рівнини проникло значно далі на південь, ніж останнє — валдайське, а рекордсменом у поширенні на південь було дніпровсь­ке зледеніння. Тому рельєф в області поширення найдавніших зле­денінь є більш давнім: сильно згладженим, зміненим процесами дену­дації, навіть льодовикові відклади виявилися поблизу південних меж зледеніння повністю розмитими і знесеними, від них залишилися тільки великі валуни. Зазвичай такі валуни представлені кристалічними породами, які не існують на цій території, що свідчить про їхнє при­несення здалеку. Корінні виходи таких порід часто трапляються у Карелії, Фінляндії, Скандинавії. Зрозуміло, що принести ці великі («ератичні») валуни міг тільки материковий льодовик (щоправда, в історії розвитку уявлень про материкові зледеніння плейстоценового періоду існували також думки щодо можливого рознесення великих валунів айсбергами, які приносили морські течії епіконтинентальних морів, що вкривали європейські рівнини). Тому нині за південний край максимального материкового зледеніння прийнята межа поши­рення валунів північного походження.

Початок плейстоценового періоду характеризувався першим знач­ним похолоданням. З ним пов’язують існування північніше Прип’яті та Десни окського льодовикового щита, проте на терени сучасної Ук­раїни льодовик проникнув на незначну відстань.

У середньому антропогені льодовиком вкрилися значні площі при­дніпровської території України, поширився так званий «дніпровський

Рис. 70. Межі поширення дні­провського зледеніння на тере­нах України

я зик» (рис. 70). У часи роз­витку покривних зледенінь, особливо дніпровського та пізніших — московського і валдайського, існувала зо­нальність, зумовлена клі­матом, яка сприяла форму­ванню відповідного екзоген­ного рельєфу, що наклався на давній дольодовиковий.

На теренах України південна межа поширення максимального (дніпровського) зледеніння приблизно така: м. Овруч — 20 км західніше м. Коростеня — м. Житомир — верхів’я р. Рось — 10 км південніше м. Богуслава — 20 км західніше м. Сміла — м. Олексан­дрія — м. Дніпродзержинськ — м. Кобеляки — м. Гадяч — м. Біло­пілля. Льодовий покрив, товщина якого сягала кількасот метрів, по­ширювався вздовж Дніпра виразним потоком. Інша лопать льодови­ка вкрила терени Західного Полісся до м. Володимир-Волинсько- го — північніше м. Луцька — м. Сарни — м. Дубровиця.

Ритмічність існування на теренах Східноєвропейської рівнини льо­довикових епох та міжльодовикових періодів відображена у відпо­відному чергуванні у геологічних розрізах четвертинних відкладів, що формувалися у часи кліматичних оптимумів і мінімумів (табл. 5).

Щодо причин зміни кліматичних умов Землі, то й досі немає єди­ної теорії. Схарактеризуємо основні чинники, які б могли спричини­ти похолодання і потепління планети.

Астрономічні. Періодично відбуваються нахили осі обертан­ня Землі і площини екліптики, зміни ексцентриситету земної орбіти. Кожний із цих чинників незалежно від інших може призвести до незначного похолодання або потепління клімату Землі, проте істотні кліматичні зміни, з якими пов’язують виникнення льодовикових пе­ріодів, не можуть відбутися без одночасної взаємодії всіх трьох чин­ників.

Внутрішні. До них належать гороутворення, переміщення літо­сферних плит, розширення Землі, роль суперконтинентів у геологічній історії та зміни у надрах планети. Гороутворювальні процеси могли спричинити зміщення значної частини земної поверхні над рівнем