Материкових зледенінь етапи

МАТЕРИКО́ВИХ ЗЛЕДЕНІ́НЬ ЕТА́ПИ  — періоди похолодання клімату в історії Землі. Визначають 2 осн. етапи: виникнення–росту (наступу) та скорочення (відступу). Найбільш вивченими є етапи зледенінь четвертин. періоду (див. Льодовикові періоди), зокрема й остан. пізньоплейстоцен. зледеніння в Пн. Америці та в пн. частині Євразії, де тер., вкриті материк. льодом, досягали багатьох млн км². Льодовикові відклади та форми рельєфу, а також гляціодислокації нині слугують основою інтерпретації М. з. е. Етапи різняться структурою та типами льодовиків, динамікою руху материк. льоду й особливостями геол. діяльності. Етап виникнення-росту розпочався з накопичення опадів у твердому стані та їхнього перетворення у глетчер. лід. Перші зародки материк. льодовиків з’явилися на підвищеннях рельєфу у високих широтах (напр., у Скандинав. горах), хоча припускають їхнє утворення на шельфі арктич. морів. Ці зародки зливалися у льодовик. куполи, що з’єд-нувалися у льодовик. щити (напр., Лаврентій. льодовик. щит). Форма льодовик. щитів не залежала від підльодовик. рельєфу, їхній попереч. профіль був полого опуклим, а контури в плані різноманітними. У підошві центр. частини щита лід не рухався, його товщина у максимум зледеніння досягала кількох тис. метрів. У верх. частині при встановленні критич. кута нахилу льодовик. поверхні (1–2 м на 1 км) глетчер. лід починав розповзатися радіально від найвищих частин щита до периферії, в напрямку якої його потужність зменшувалася. Поверхневу шви-дкість льоду сучас. покрив. льодовиків оцінюють у середньому від сотень метрів до 1–2 км на рік, припідошвену — 10–20 % від поверхневої. Тобто етап актив. розростання найбільших зледенінь міг тривати від 5-ти до 20-ти тис. років. Розтікання льоду призводило до формування периферич. покриву, де рухливий глетчер. лід контактував з гірськими породами та тодіш. рельєфом. Рух льоду гальмувався, а форми льодовик. ложа, особливо великі (низовини, долини, гори, височини), коригували напрямок цього руху та форму льодовик. фронту. У край. частині покриву, наприкінці етапу розростання, рух льоду був найбільш нестабільним, і за відсутності зустріч. ухилів льодовик. ложа відбувалося його стрімке розтікання у вигляді великих потоків та лопатей, подібних до сучас. вивід. льодовиків Антарктиди. На території України від покриву Дніпровського зледеніння відокремилися: Дніпров. потік (успадкував напрямок долини Дніпра та її ухил на Пд. Сх.) та Зх.-укр. лопать (у межах плоскої Поліської низовини з невеликим зустріч. ухилом). Товщина льоду Дніпров. потоку в осьовій частині становила 300–700 м, а побл. межі зледеніння — десятки метрів. З край. розтіканням периферич. покриву пов’язане завершення 1-го етапу. Більшість дослідників вважають, що наступ льодовиків був однонаправлений; дехто допускає можливість окремих етапів скорочень та повтор. наступів. Геол. діяльність льодовика на 1-му етапі була диференційована на зони переважаючих ерозії (ближче до центру зледеніння) та акумуляції (ближче до краю зледеніння). В ерозій. зоні на ложі, складеному твердими скел. породами, льодовик здирав залишки осад. порід, залишав численні борозни та штрихи, обточував великі скелі (т. зв. баранячі лоби), а також утворював моренні льодовик. форми (флютинг морени та друмліни). На ложі з осад. порід льодовик активно їх дислокував та затягував у свою припідошвену частину осад. матеріал. Там він диференціювався, перемішувався та ущільнювався, утворюючи осн. морени, що потім відкладалися на ложе. Під льодовиком і перед його фронтом талі води еродували породи ложа та транспортували ероз. продукти за межі зледеніння. На мор. шельфах льодовик взаємодіяв з мор. басейнами, моренонасичена нижня льодовик. товща, що танула, відкладалася на мор. дні у вигляді мішаних льодовик.-мор. відкладів. Айсберги, що відколювалися, розносили матеріал морен по океану. Макс. межа зледеніння на суходолі позначена переважно обсеквент. долин. зандрами, озами, камами, відкладами загачених озер тощо. В умовах від’єм. балансу льоду покрив, що досягнув максимуму, майже відразу починав відступати. За сучас. уявленнями, це була ареал. дегляціація, коли великі край. масиви льодовика відмирали та потім танули, а край актив. льоду «відскакував» назад на десятки, а подекуди і сотні кілометрів, щоб на короткий час зупинитися на новому рубежі (рецесія) чи повторно насунутися (осциляція), але переважно на меншу відстань. Межі рецесій і осциляцій десятками метрів прослідковані майже до центрів зледеніння, куди йшло скорочення. Тривалість окремих фаз скорочення оцінюють від 100 до 3000 років. Найбільші з них називають льодовик. стадіалами (напр., стадіал Сальпауселькя у Фінляндії). Дегляціація була нерівномірною периферією покриву та супроводжувалася структур. перебудовою, виникали нові потоки та лопаті, де заг. дефіцит льодового балансу перекривався за рахунок зменшення об’ємів рухомого льоду. На етапі відступу відбувалася й більшість геол. процесів, характерних для етапу наступу, але вони концентрувалися в окремих актив. структурах льодовик. покриву, крім того, формувалися специфічні відклади. Під час осциляцій на контакті актив. і мертвого льодів утворювалися морени напору, лускаті морени, великі гляціодислокації (в Україні — Канів. гори, Мошногір. кряж, гори Пивиха та Калитва). Переважно в осьовій частині актив. потоків і лопатей під ними формувалися улоговини підльодовик. стоку та льодовик. витискання (в Україні найбільшою є Шевченків. улоговина). Під час рецесій більш розповсюдженими були ози, ками, зандри, флювіогляціал. дельти, подекуди — насипні морени, схожі на кінцеві морени гірських льодовиків. Ці ж форми рідко зустрічаються у межах ареалів мертвого льоду, де під час танення на осн. моренах, зазвичай, акумулювалися абляційні морени. З остаточ. таненням льоду усі льодовик. та водно-льодовик. відклади, накопичені під час різних етапів зледенінь, перетворювалися на відповідні форми льодовик. рельєфу: поля флютінг-морен та друмлінів, рівнини осн. морен і зандрів, льодовик. долини, горби та пасма різноманіт. льодовик. походження.

Завантажити статтю