Материкових зледенінь етапи

Визначення і загальна характеристика

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 зʼявилися 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 зʼєд-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 повʼязане 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 від­ʼєм. 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 обʼємів 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.

Літ.: Асеев А. А. Древние материковые оледенения Европы. Москва, 1977; Структура и динамика последнего ледникового покрова Европы. Москва, 1977; Гросвальд М. Г. Покровные ледники континентальных шельфов. Москва, 1983; Матошко А. В., Чугун­ный Ю. Г. Дне­провское оледенение Украины (геологический аспект). К., 1993; J. Ehlers. Quater-nary and glacial geology. Chichester, 1996; Quaternary glaciations — extent and chronology. A Closer Look: Developments in Quaternary Science. 2011. Vol. 15.

А. В. Матошко

Завантажити статтю