28. Таблиця 5. Найважливіші підрозділи антропогенових (четвертинних) відкладів Східноєвропейської рівнини

    Класифікація відкладів областей поширення льодовикових щитів (зони льодовикового знесення й акумуляції)				Класифікація відкладів позальодовикової зони
    Уніфікована регіональна схема Всесоюзного геологічного		К. К. Марков		М. Ф. Веклич,
    інституту, 1963		і А. А. Величко, 1970		1965
    	Сучасний			Голоценовий
    	Осташковський		Валдайська льодовикова	Причорно­ морський
    Валдай-	Мологошекснінський		епоха з осциляціями*	Дофінівський
    ськии	Калінінський			Бузький Вітачівський Удайський
    Мікулінський		Мгінська (мікулінська) міжльодовикова епоха		Прилуцький
    	Московський		Московська льодови­кова (?) епоха	Тясьминський
    Середньо- руський	Одинцовський		Рославльська (одинцовсь- ка) міжльодовикова епоха	Кайдацький
    	Дніпровський		Дніпровська льодовикова епоха	Дніпровський Потягайлівський Орільський
    Ліхвінський		Ліхвінська міжльодо­викова епоха		Завадівський
    Біло­	Окський		Окська льодовикова епоха (два горизонти)	Тилігульський
    руський	Біловезький (?)		-	Лубенський
    	Наревський (?)		-	Сульський
    Вільнюський (?)		—		Мартоноський Приазовський

29. Примітки: * — коливання розміщення краю крижаного покриву внаслі­док ритмічних похолодань і потеплінь без повної деградації льодовикового щита; (?) — даних немає.

снігової лінії, покриття її льодом, потім високе альбедо зумовить по­дальше похолодання клімату на планеті. Щоправда, за четвертинний період не могло відбутися змін такого масштабу, щоб гороутворю- вальні процеси значно змінили морфологію Землі і будь-яка значна частина суходолу опинилася над сніговою лінією. Горизонтальне пе­реміщення здатне зумовити масштабні перетворення земної поверхні тільки за кількасот мільйонів років. Такою самою тривалою вияв­ляється дія інших внутрішніх чинників, тому їх не можна розглядати як причину зледеніння плейстоцену.

Зміни газового складу атмосфери і циркуляції Світового оке­ану. Зміна прозорості атмосфери може зумовлюватися виверженням вулканів, які викидають у повітря значну кількість вулканічного пилу. Досягнувши стратосфери, пил може залишатися там тривалий час, перешкоджаючи проникненню на поверхню Землі сонячної радіації. Перерозподіл теплих і холодних течій океану, спричинений переміщен­ням материків, здатний (щоправда, за досить тривалий геологічний час) змінити кліматичну обстановку на Землі у бік похолодання чи потепління.

Найімовірніше, ритми похолодання і потепління були зумовлені одночасною дією кількох чинників.

Рельєф областей антропогенового материкового зледеніння.

В областях давніх материкових зледенінь встановлювалася певна зо­нальність щодо впливу материкового льоду на зміни земної поверхні та кліматичні відмінності, що зумовлювали перетворення існуючих форм рельєфу. Основні ознаки такої зональності досить виразно про­стежуються у рельєфі областей останнього (валдайського) зледенін­ня, а рельєф зони максимального дніпровського зледеніння зазнав чималих змін під впливом подальших екзогенних процесів форму­вання морфології земної поверхні.

В областях давніх материкових зледенінь більш-менш виразно представлені зони, які концентрично розміщуються щодо центрів, звідки поширювалися крижані маси у певні льодовикові епохи. Це такі зони: переважаючої льодовикової денудації; переважаючої льодовикової аку­муляції; перигляціальна (позальодовикова).

Зона переважаючої льодовикової денудації. Вона властива цент­ральним частинам льодових покривів, де з’явилися перші значні маси льоду, який у цьому місці існував найдовше і досягав найбільшої товщини. Рельєф і гірські породи, з яких він був складений, найбіль­ше зазнавали руйнівного впливу льоду, який під час переміщення повністю видалив звідси не тільки всі попередні пухкі відклади, тоб­то кору вивітрювання та інші породи, а й певною мірою залежно від стійкості вплинув на породи корінного ложа. Отже, у центральних частинах материкового зледеніння рельєф представлений формами переважно льодовикової денудації, виробленими у корінних породах, які досить добре збереглися. Під час відступу льодовик вкрив оголе­не ним кам’яне ложе шаром основної морени, проте цей покрив не відзначається значною потужністю (зазвичай він становить перші десятки метрів), а на узвишшях осадовий покрив іноді повністю зне­сений наступними процесами руйнування.

До центральних областей зледеніння у межах Європи належить область Балтійського щита — територія Скандинавії, Фінляндії, Ка­релії, Кольського півострова. У Північній Америці центральна об­ласть зледеніння охоплює простори Канадського щита. Зоною до­мінуючої льодовикової денудації на Східноєвропейській рівнині бу­ли терени Фенноскандії, або Балтійського щита. Тут, як відомо, від­шаровуються докембрійські кристалічні породи, а вздовж західного узбережжя Скандинавського півострова — породи кембрію та силу­ру, які були зім’яті у складки під час каледонської складчастості. Тому лише виходи корінних порід зазнавали льодовикового оброб­лення, причому льодовик під час свого руху заповнював давні тек­тонічні структури (синклінальних складок, невеликих грабенів, зон розломів з подрібненими кристалічними породами тощо). Це відоб­ражено у виразному орієнтуванні денудаційних форм, утворених льо­довиком.

Серед денудаційних форм рельєфу насамперед слід відзначити скелясті гряди з льодовиковим обробленням — так звані сельги — і виорані льодовиком западини, які нині зайняті акваторіями озер. Якщо подивитися на карту Фінляндії, то простежується виразне орієнту­вання видовжених озер з північного заходу на південний схід. Це зумовлено тим, що напрям орієнтування таких озер, які є ваннами виорювання, збігається з напрямом руху льодовика. Представлені також озера, чий напрям відповідає розміщенню тектонічних струк­тур і розломів кристалічного щита.

Дрібніші денудаційні форми, оброблені льодовиком, — баранячі лоби — вкриті густим льодовиковим штрихуванням, що надає навко­лишнім ландшафтам вигляду кучерявих скель.

Морфологія річкових долин області, де переважає льодовикова денудація, є досить специфічною. Ріки Фінляндії, наприклад, мають виразні ознаки юності та невироблений поздовжній профіль, що по­яснюється наявністю щільних кристалічних порід і молодістю річок.

На річках чимало порогів, бистрин, проте відсутні значні водоспади, що є наслідком згладжування поздовжніх профілів річок роботою льодовика. Річкові долини характеризуються наявністю розширень і звужень, які чергуються подібно до ланок чоток. Багато річок є про­токами, що з’єднують розміщені поряд озера з різними рівнями води.

Комплексними денудаційно-акумулятивними формами є друмлі­ни — невисокі, витягнуті у напрямі руху льодовика узвишшя. їхні обриси нагадують краплю під час падіння, звернену своїм тупим кінцем до льодовикового центру. Фронтальна щодо напряму руху льоду частина друмліна іноді складена кристалічними породами, її схил значно стрімкіший за схил тилової частини. Остання (там, де скеляс­тий виступ створив своєрідну динамічну «тінь») має відклади типу морени. Здебільшого фронтальна частина друмлінів складена з вели­ких уламків, а тилова — з подрібнених. Друмліни часто утворюють скупчення, до кількох тисяч. Так, друмліни Північної Америки зазви­чай завдовжки 450 — 600 м, завширшки — 150 — 200 м.

Оголені, згладжені й відшліфовані льодом скелясті поверхні не дуже поширені у Фінляндії. Відступаючий льодовик залишив тут покрив не досить потужної основної морени, яка переважно приховує згладжену поверхню корінних порід. У межах зони переважаючої льодовикової денудації є чимала кількість справжніх акумулятив­них форм, які добре збереглися з часу останнього зледеніння. Особ­ливої уваги заслуговує подвійна гряда кінцевих морен Сальпаусселькя, яка має вигляд двох концентричних валів. їхня наявність доводить про тривалий період стаціонарного розміщення краю крижаного щита спочатку на далекій відстані від льодовикового центру, а потім — ближче до нього. Тривале стабільне положення льодовикового фрон­ту зумовило інтенсивне нагромадження уламків, що надалі перетво­рилися на кінцеві вали.

Із зовнішнього боку кінцевих гряд морени на теренах Фінляндії часто трапляються вузькі та довгі, звивисті гряди, орієнтовані по нор­малі до гряд кінцевих морен — ози. Вони складені шаруватими піска­ми, гравієм і галечниками. Висота гряд щодо навколишньої місце­вості зазвичай становить 20 — 50 м, іноді — до 70 м, а ширина біля основи — від кількох десятків метрів до кількох сот метрів. Схили круті (30 — 40°), гребінь вузький (кілька метрів), іноді розширюється до 2 —3 км, надаючи озу вигляду плато. Утворення озів здебільшого зумовлене відкладенням відносно сортованого уламкового матеріалу у крайових частинах льодовикового щита, каналах стоку талих вод, розміщених під льодовиком та всередині нього.

Характерними акумулятивними формами у крайовій зоні льо­довикової денудації є ками — пагорби висотою до кількох десят­ків метрів з округлими профілями вершинних частин, які трапляють­ся поодинці або утворюють скупчення, що іноді займають значну площу. Відмінність камів від моренних пагорбів полягає у тому, що вони складені не моренним суглинком, а шаруватими пісками, супіска­ми та суглинками з непорушеним заляганням пластів. На верши­нах і схилах камових пагорбів часто розміщений шар валунного су­глинку.

Зона переважаючої льодовикової акумуляції. У крайовій частині льодовика товщина льоду є незначною (десятки метрів), він пухкий, край льодовика розділений на лопаті, на поверхні льоду є озера, відкла­ди яких під час деградації льодовика і проектування на його ложе перетворюються на ками. У численних поздовжніх тріщинах і під льодом течуть потоки талих вод, утворюючи поступово ози. Крім того, тут часто відбувалися пульсації краю льодовика. Тому розрізнення зони льодовикового зносу та акумуляції є досить складним завданням.

Залежно від ступеня збереженості форм акумулятивного гляці- ального рельєфу зона акумуляції відрізняється деякими особливос­тями. Оскільки збереженість форм рельєфу зумовлена часом, коли льодовик залишив певну територію, то з їхньою допомогою можна розрізняти зони акумуляції кожного льодовика.

Найдавніша льодовикова епоха — окська. Однак вона не залиши­ла на Східноєвропейській рівнині будь-яких помітних слідів у рельєфі. Про існування цієї епохи можна судити лише за кількома виходами на поверхню відкладів морени, яка залягає стратиграфічно нижче відкладів дніпровського зледеніння.

Наступна льодовикова епоха — дніпровська, під час якої було максимальне зледеніння. Південний край льодовика просунувся да­леко на південь по широких долинах Дніпра і Дону. Ознаками його існування є нечисленні відшарування суглинків основної морени, які містять досить великі валуни. Південніше межі поширення льодови­кового щита і на північ від неї (на теренах, де відбувалося танен­ня льоду і поширення пісків з талими водами) простягаються чима­лі за площею поля піщаних водно-льодовикових відкладів — зандро- ві рівнини. Це переважно близькі до горизонтальних слабохвилясті та слабогорбисті рівнини, складені добре відсортованими пісками. Значна частина їхньої поверхні після завершення нагромадження піщаних відкладів зазнала дії еолових процесів і нагадує дюнний ландшафт.

На межі льодовикового покриву, де важко розрізнити денудацій­ну та акумулятивну частини роботи льодовика, є чимала кількість проблематичних льодовикових утворень. Так, до діяльності дніпров­ського зледеніння належать напірні морени у долині Дніпра поблизу м. Канева — Канівські гляціодислокації. Тут одночасно присутні валунні суглинки (наслідки акумулятивного впливу льодовика) і, власне, дислокації (денудаційні форми).

Південна межа передостаннього — московського зледеніння — проходила біля околиці Москви. Тут добре збереглися горбисто-за- падинний рельєф основної морени, майже суцільний покрив льодови­кових відкладів, кілька кінцевих утворень морени. Місцями вцілів камовий рельєф. Багато дослідників вважають, що формування камів відбувалося в умовах дегляціації, тобто розпаду краю льодовикового щита і його танення, коли утворювалися значні за площею ділянки «мертвого» льоду, який втратив здатність рухатися і здійснювати без­посередньо денудаційну діяльність.

Крім того, досить добре збереглися на теренах Східноєвропейсь­кої рівнини акумулятивні форми останнього — валдайського зледенін­ня. Основні ознаки рельєфу в межах смуги акумуляції валдайського льодовикового покриву зумовлені заляганням основної морени, що морфологічно відображено у поєднанні численних пагорбів непра­вильних обрисів і западин, які їх розділяють. Цей рельєф називають горбисто-западинним моренним рельєфом, в обрисах деяких його форм не можна впізнати або встановити жодної закономірності. До його знижень належать численні озера неправильної форми. Молодий гор­бисто-моренний ландшафт має пагорби з різкими формами і крутими схилами, які пізніше під впливом соліфлюкції та інших процесів де­нудації стають нижчими й сплощеними.

К. Марков так змальовує виникнення горбисто-западинного мо­ренного рельєфу: «Він виникає у місцях, де поверхня льодовика роз­бита тріщинами. Лід біля краю льодовика слаборухомий, і тому тріщи­ни тут не замикаються. Танення льоду значно розширює їх. Завдяки сильному і тривалому таненню товща льоду відтаює до глибини тих горизонтів, що містять багато внутрішньої морени. Остання у процесі танення льоду починає нагромаджуватися на його поверхні, але зми­вається звідси поверхневими льодовиковими водами у тріщини, що потім заповнюються трохи перемитим моренним матеріалом. Крім того, морена витискується у тріщини масою льоду, що знаходить­ся вище. Поступово тріщина заповнюється мореною до краю. Водно­час лід навколо тріщин продовжує танути і поверхня льодовика опус­кається, а морена, що заповнила тріщини, опиняється вище за поверх­ню льодовика, внаслідок чого утворюються пагорби. Морена у цей час перебуває ще у мерзлому стані, тому пагорби мають різкі, зубчасті форми. У міру того як відбувається танення, мерзлота, що сковувала поверхню пагорбів, починає відтавати. Формуються потоки рідкої грязі, обриси пагорбів заокруглюються. Виникають типові моренні пагор­би, а сукупність їх утворює справжній рельєф моренних пагорбів».

До зони льодовикової акумуляції належить також ландшафт друм- лінів.

Рельєф зони нагромадження кінцевої морени має свої морфологічні особливості. Він властивий для крайових смуг льодовикових покривів, які зазнали незначних коливань (осциляцій) краю льодовика (його наступу та відступу). Форми рельєфу представлені валоподібними грядами, які часто виглядають як ланцюжки видовжених пагорбів. Подекуди такі гряди розміщені майже паралельно одна до одної, концентрично щодо краю льодовика, а іноді настільки зближуються, що між ними залишаються лише вузькі зниження, які нагадують до­лини. Місцями у широких проміжках між ними розміщені значні за площею простори, вкриті мореною чи водно-льодовиковими відкла­дами, зайняті болотами або озерами. На таких зниженнях проклали собі шлях річки, які виникли після закінчення похолодання з настан­ням міжльодовикового періоду.

Смуги кінцевих морен відзначаються не тільки своїми морфоло­гічними ознаками, а й тим, що утворюють межу між ландшафтами, які значно відрізняються. Позаду поясу кінцевих морен знаходяться про­стори, вистелені основною мореною зазвичай у вигляді хаотично роз­міщених пагорбів з озерними зниженнями. Ближче до кінцевих мо­рен часто розміщуються поля друмлінів. Крім того, перед фронтом кінцевих морен простягаються рівні, трохи нахилені, переважно піщані простори зандрів, рельєф поверхні яких нагадує про певний вплив на них талих льодовикових вод. Контраст цих морфологічних ознак є настільки виразним, що дає змогу розпізнати край колишнього льо­довика навіть тоді, коли пояс кінцевих морен має, як це часто трап­ляється, місцевий розрив.

Ози і ками властиві як зоні льодовикової акумуляції, так і зоні, де внаслідок істотного зменшення товщини льоду крім денудаційних процесів, які ще тривають, відбуваються й акумулятивні. Тому хоч ози і ками присутні в зоні акумуляції, проте їхня остаточна належність до акумулятивної зони виявляється лише тоді, коли льодовик зазнає інтенсивної деградації.

Такою самою неоднозначністю характеризується належність до обох зазначених зон формування льодовикового рельєфу ванн виорюван­ня, які завжди заповнені або молодими осадовими відкладами, або поверхневими водами і є озерами. Денудаційними формами ванни виорювання є доти, доки відбувається процес їхнього формування, а після того, як відбулася деградація льодовикової товщі, нагромаджен­ня в їхніх межах відкладів або поверхневих вод перетворює їх на акумулятивні форми. їхня глибина коливається від перших до кілька­сот метрів завглибшки і від перших десятків метрів до кількох кіло­метрів завдовжки. Особливо цікавими є такі форми рельєфу в облас­тях існування кількох зледенінь. Виорані у процесі давнього зледенін­ня ванни під час наступного процесу заповнюються льодовиковими відкладами та відкладами міжльодовикових періодів, які містять спо­ри і пилок давньої рослинності, а також прісноводну фауну. Діагнос­тика таких відкладів, які є неперевідкладеними, досить важлива для палеогеографічних реконструкцій.

В областях акумуляції трапляються різного розміру брили відтор­гнення, тобто брили стійкого камінного матеріалу розміром від кількох до сотень метрів, перенесені льодовиком на відстань кілька сот кіло­метрів.

Окремим видом форм рельєфу в зоні льодовикової акумуляції є райони колишніх озер, що розміщувалися вздовж краю льодовика. їхнє існування було можливим унаслідок особливостей топографіч­ної поверхні, яка часто мала зворотний ухил щодо напряму руху льо­довика. За таких умов у разі стаціонарного положення льодовиково­го краю перед його фронтом певний час існували озера, в яких нагро­маджувалися осадові відклади уламкового походження. Надходжен­ня поверхневих вод до озер відбувалося відповідно до інтенсивності танення льоду, тобто щосезону до чаші озера надходили відклади різного розміру — стрічкові глини. Так, кількість тонких шарів у гірничих виробках дає змогу визначити час стаціонарного положен­ня льодовикового краю, що є важливим для палеогеографічних ре­конструкцій.

Після повної деградації льодовикового покриву моренний рельєф зазнав і продовжує зазнавати значного перероблення схиловими, флю- віальними, кріогенними процесами, а подекуди й еоловими. Відбу­вається згладжування первинного льодовикового рельєфу: схили мо­ренних пагорбів стають спадистими, западини заповнюються по­верхневими водами або відкладами, триває заростання озер і пере­творення їх на болота, моренна рівнина розчленовується річковою

мережею. Тому на місці первинної моренної рівнини виникає вто­ринна.

Перигляціальпа (позальодовикова) зона. Хоча ще й досі під перигляціальною зоною розуміють зону, яка безпосередньо межує з краєм плейстоценових льодовикових покривів і перебуває під впли­вом суворого клімату, зумовленого близькістю льодовика, нині перигля- ціальними утвореннями називають комплекс явищ, які не є наслідком безпосередньої діяльності льоду, однак зазнають впливу зледеніння і властиві широкій зоні по периферії колишнього льодовика, де такі утворення є реліктовими.

Слід зазначити, що ця смуга рельєфу розміщується поза межами поширення льодовика та характеризується комплексом форм і типів рельєфу, що тією чи іншою мірою зумовлені його діяльністю. До них належать рівнини зандрів, долинні зандри, улоговини стоку талих льодовикових вод, маргінальні канали, давні материкові дюни, мо­ренні тераси, «кам’янисті моря», реліктові форми, які є наслідками мерзлотних процесів.

Зандрові рівнини (від дат. запгіиг — пісок) — слабохвилясті рівни­ни, розміщені перед зовнішнім краєм льодовикових утворень кінце­вої морени. З поверхні геологічний розріз представлений шарувати­ми водно-льодовиковими продуктами перемивання кінцевої морени талими водами льодовика (галечники, гравій, пісок різної зернистості). Під час танення льоду перед його краєм формувалися потоки талої води зі значною кількістю тонкого матеріалу, вимитого з морени. Розлиття потоків на значній території, їхнє блукання і розподіл на рукави та наступне злиття зумовлювали відкладання уламкового матеріалу у вигляді шаруватих пісків. Грубіший матеріал (галь­ка, гравій) відкладався ближче до краю льодовика, на поверхні мен­шого ухилу і за умови зменшення швидкості водно-льодовикових потоків нагромаджувалися піски, а ще далі — глинисті часточки. Ширина смуги зандрових рівнин залежить від кількості талої води, інтенсивності танення льоду та від характеру поверхні, по якій руха­лися потоки талих вод. Зокрема, коли останні локалізовувалися у певних зниженнях поверхні або по долинах річок, що існували до початку зледеніння, то у вигляді долинних язиків потоки могли про­никати далеко на південь від краю льодовика, утворюючи долинні зандри.

В Україні водно-льодовикові форми рельєфу (зандрові, моренно- і долинно-зандрові рівнини) поширені на теренах Прип’ятської ни­зовини. Найбільші ділянки таких рівнин розміщені вздовж Волин-

ської моренної гряди, у басейні р. Уборть, у пониззях р. Прип’ять, а також у межах Придніпровської низовини, де їхнє виникнення зу­мовлено дніпровським і московським льодовиковими покривами. Оскільки тут основна морена безпосередньо поширена на поверхні серед водно-льодовикових пісків, то у рельєфі зазвичай розрізняють моренно-зандрові рівнини, які залягають на поверхні, що сформува­лася до початку дніпровського зледеніння.

У нижній частині межиріччя Дніпра та Десни моренно-зандрова рівнина поступається місцем зандровій рівнині, що сформувалася внаслідок діяльності талих вод московського льодовика.

Улоговипи стоку талих льодовикових вод. Стікання талих вод могло відбуватися по зниженнях як у напрямі від краю льодовика на південь, так і вздовж нього. Тому зниження поверхні, які були кана­лами відведення надлишку талих вод на південь, називають прохідними льодовиковими долинами, а зниження, розміщені вздовж краю льодо­вика, по яких з’єднувалися між собою ланцюжки озер, — маргіналь­ними каналами. Термін маргінальний (від лат. тагдіпаІІБ — розмі­щений скраю) у сучасній науковій літературі означає протилежний центральному, крайовий, граничний, рубіжний.

Стікання талих вод по прохідних долинах відбувалося за умов переповнення озер, що утворилися вздовж фронту льодовика за протилежних ухилів поверхні. Течія спрямовувалася переважно на південь (у межах України — до басейну Чорного моря). Тривалість існування таких долин була незначною, вони не встигали добре роз­робити своє ложе, часто незначно заглиблювалися у поверхню, тому їх розпізнають за смугою піщаних відкладів. Тому перед фронтом дніпровського льодовика у межах Придніпровської височини, яка була основною перепоною на шляху дніпровського льодовикового щита, виникли численні долини (рис. 71). Нині прохідні водно-льодови- кові долини відображені у рельєфі ділянками виразних розширень сучасних долин, які успадкували вироблені раніше зниження.

Такі долини зазвичай добре виражені у рельєфі і досягають гли­бини 40 — 50 м. У межах майже кожної долини представлені водно- льодовикові тераси, наявність яких свідчить про ритмічність стікання талих вод. Прохідні долини здебільшого перероблені ерозійними процесами після зледеніння, у багатьох з них виникли сучасні ріки.

Українські геоморфологи розрізняють дві групи водно-льодови- кових долин: відтоку та обхідні.

Виникнення долин відтоку пов’язують із загачуванням льодови­ком поверхневого стоку, утворенням перед його краєм озер і подаль-

96. 

97. Рис. 71. Поширення льодовикових і водно-льодовикових форм рельєфу та льодовикових відторгнень на правобе­режжі Середнього Дніпра (за М. Векличем, 1958):

98. / — напірні морени; 2 — гляціодислокації і льодовикові відторгнення, які не виражені у рельєфі; З — ози та озоподібні пасма; 4 — ками; 5 — водно-льодовикові долини; 6 — межа поширення морени

шим їх прориванням через вододіли. Багато долин відтоку розміще­но поблизу південної межі дніпровського льодовикового язика на межиріччі Дніпра і Бугу. Зазвичай такі долини короткі (10 — 15 км), а їхня глибина не перевищує 10 — 30 м.

Обхідні (маргінальні) водно-льодовикові долини утворювалися вздовж краю льодовикової лопаті. їхня ширина сягає 10 — 25 км, а довжина у деяких випадках перевищує 100 км. Обхідні долини ви­никали переважно на місці ерозійних знижень у рельєфі, що утво­рився до настання зледеніння, і в багатьох місцях успадковані сучас­ними ріками, наприклад р. Рось. План розміщення таких долин часто збігається зі структурними лініями (розломами) кристалічного фунда­менту Українського кристалічного щита.

Давні материкові дюни. Терміном «материкові» називають дюни, які формуються у глибині материкових просторів, далеко від морсь­ких узбереж (характерною ознакою акумулятивних узбереж є знач­не поширення масивів піщаних відкладів, де можливе утворення дюн) і поза сферою впливу аридних умов (переважно тропічні пустелі). Материкові дюни належать до колишніх перигляціальних зон, де є багато піщаних просторів: зандр, русел давніх льодовикових річок та їхніх дельт, осушених днищ озер, що були вздовж краю льодовиково­го щита. Утворення материкових дюн припадає на час деградації льодовикових покривів і поступового осушення перигляціальної зони внаслідок зникання талих вод. Ці дюни трапляються також серед торфових боліт, що могли утворитися лише за умови значного підви­щення дзеркала підземних вод. Очевидно, що формування материко­вих дюн відбувалося у кліматичних умовах, значно відмінних від сучасних.

Формування материкових дюн на піщаних просторах відбувалося тоді, коли льодовик вже відступив із цих місць на значну відстань, оскільки у безпосередній близькості до нього піски ще зволожували­ся талими водами і не здатні були рухатися. Водночас клімат мав бути ще досить суворим, щоб перешкодити швидкому освоєнню цих територій деревною рослинністю, яка закріпила б ще незахищені піски, а розріджена трав’яниста рослинність не перешкоджала б розвитку перевіювання.

У перигляціальних областях Європи давні материкові дюни по­ширені у Швеції, Північній Німеччині, Польщі, а в межах України — на Поліссі, у Полтавській і Чернігівській областях.

Зазвичай дюни трапляються не поодинці, а утворюють справжні дюнні масиви, часто досить великі. Наприклад, одна з найбільших

дюнних областей розміщена в Польщі та Німеччині, між ріками Вар­та й Нотець, і простягається із заходу на схід на 150 км. Найпошире­нішою формою материкових дюн Європи є параболічні дюни. Вони мають вигляд вузького та довгого (до кількох кілометрів по гребе­ню) валу, вигнутого у вигляді дуги чи підкови, часто з різною динамі­кою розвитку по довжині обох колін. Середня висота валу становить 10 — 12 м, іноді до 20 м. У дюн, що знаходяться в Німеччині, Польщі та Поліссі, опуклий бік дуги повернено до сходу, ввігнутий — до заходу. У Швеції ввігнутий бік дюн повернено до північного заходу, у східній частині Східноєвропейської рівнини — до півдня. Зазвичай увігнутий бік дюни має спадистий схил, а опуклий — крутий. Така форма дюн, на думку І. Щукіна (1960), вказує на утворення їх під дією вітрів, превалюючим напрямом яких у Західній Європі був за­хідний, у Швеції — північно-західний, а у Східній Європі — півден­ний, оскільки у дюнних гряд бік, повернений до вітру, завжди є спади­стим, а протилежний — крутим. Таким чином, параболічні дюни, хоча й нагадують бархани, морфологічно й генетично різко відмінні від них. Проте саме барханами їх помилково вважали деякі дослідники (П. Тутковський, Ф. Зольгер), що призвело до неправильного розумін­ня умов їхнього утворення (помилка П. Тутковського часто є підста­вою для загального заперечення еолової природи параболічних дюн на Поліссі. Так, Ю. Кошик, В. Тимофєєв, В. Чмихал вважають чинни­ками формування параболічних дюн на Поліссі вже не екзогенні, а ендогенні.

Дюни правильної форми трапляються на Українському Поліссі серед інших піщаних форм рельєфу. О. Маринич (1963) характери­зує їх як такі, що мають півмісячну чи підковоподібну форму з ко­роткими гілками, які поступово знижуються. їхня відносна висота коливається у межах від 8—12 до 20 — 25 м; довжина кожної гілки становить 300 — 600 м. Навітряний схил дюн спадистий і має ухил 9— 10°, а підвітряний — крутий — до 20 — 22°. Зазвичай дюни орієн­товані ввігнутою частиною до заходу. П. Тутковський (1910) вва­жав, що вони виникли «за допомогою постійних і до того східних ві­трів».

Н

257

Основи геоморфології.