Геологічна роль льодовиків. Гляціальний рельєф.

Як відомо, із курсу загального землезнавства, льодовики поділяються на два типи: гірські (утворюються в горах, вище снігової лінії) та материкові або покривні (утворюються у тих місцевостях, де річна кількість тепла недостатня для розплавлення твердих опадів, що випадають за цей же ж період).

Нагромаджені у депресіях рельєфу тверді опади (сніг) унаслідок процесів плавлення та сублімації (без­посередній перехід водяної пари у тверду фазу) утво­рюють фірн - непрозорі зерна та кристали льоду, який при дальших перетвореннях ущільнюється і фор­мує прозорий глетчерний лід, об'єм якого у 10 разів менший від об'єму первинної снігової маси.

Однією з важливих рис утворених льодових тіл є їх рухомість, що зумовлюється як силами гравітації, так і пластичністю льоду. Саме завдяки цій властивос­ті льодовики, які утворилися вище снігової границі, де розміщується область живлення льодовика, сповза­ють по схилах рельєфу у гіпсометричне нижчі облас­ті (часто навіть нижче снігової границі), де знаходиться область абляціі, тобто зона, в якій танення та випа­ровування переважають над акумуляцією і де відбу­вається процес руйнування льодовика.

Переміщуючись завдяки силам гравітації і плас­тичності, льодовики виконують значний обсяг робіт по формуванню рельєфу, причому утворені ними фор­ми поверхні представлені двома головними групами: екзараційними(від грецьк.-"виорювання" – виникли завдяки руйнівній діяльності льодовиків), та акумулятивними формами (утворені при нагро­мадженні перенесеного льодовиком матеріалу).

Екзараційний рельєф утворюється го­ловним чином під дією рухомої льодової маси, яку можна порівняти з діяльністю бульдозера – льодовик зриває пухкий покрив і шліфує окремі виходи скельних корінних порід, по яких він пересувається. Особливе місце у створенні екзараційного рельєфу посідають процеси фізичного (морозного) вивітрювання, внаслідок яких відбувається інтенсивне руйнування навколишніх скель і корінного ложа.

Серед найпоширеніших форм льодовикої екза­рації відзначимо троги (коритоподібні долини, ви­роблені льодовиками у корінних породах), рігелі(ур­вища та нерівності льодовикової долини з пошире­ними слідами льодовикової шліфовки та штриховки), баранячі лоби (окремі брили, один із схилів яких пологий, а інший – крутий, які утворились при русі льодовика), кучеряві скелі (місцеві, де значно поширені баранячі лоби) та ін. Ха­рактерними екзараційними формами рельєфу, що утворюються вище снігової границі (переважно у високогір'ї) є льодовикові цирки та кари - кріслоподібні крутостінні заглиблення у схилах гір, в яких знахо­дяться локалізовані карові льодовики та сніжники, а часто (у більш древніх заглибинах) - карові озера. Поширення цирків та карів на протилежних схилах одного хребта часто призводить до руйнування вер­шин, які набувають здебільшого заокругленої форми (в окремих випадках, на більш ранніх стадіях розвитку карів, утворюються гостроверхі пірамідальні вершини - карлінги).

Таким чином, екзараційна діяльність льо­довиків є одним з вирішальних факторів, що визначає головні риси високогірного альпійського рельєфу, а зрештою, призводить до формування своєрідної льо­довикової поверхні вирівнювання у горах. Одним з важливих наслідків руйнівної роботи льодовиків є насичення їх уламковим матеріалом найрізноманітніших розмірів та петрографічного скла­ду, який потрапляє на поверхню льодовика при вивіт­рюванні навколишніх схилів або вмерзає у його тов­щу при виорюванні льодовиком свого ложа. Весь уламковий матеріал, що переноситься льодовиком, називається узагальнюючою назвою- морена. Саме здатність переміщувати уламки незалеж­но від їх розмірів (від глинистих частинок до велетенсь­ких брил, маса яких часто перевищує десятки, а то й сотні тонн) і визначає транспортуючі особливості льо­довиків, відрізняючи їх від інших екзогенних факторів (вітру, води), де панує вибірковий характер транспор­тування, залежний від сили та енергії потоку.

Акумулятивна діяльність льодовиків ви­значається саме особливостями нагромадження під­хопленого і перенесеного уламкового матеріалу. Спускаючись нижче снігової границі, льодовики потрапляють у зону абляції, де внаслідок інтенсивно­го танення льоду втрачаються його транспортуючі можливості і відбувається акумуляція перенесеного льодовиком матеріалу. Моренні відклади утворю­ють різноманітні форми рельєфу, серед яких найбіль­ше поширення мають берегові морени (формуються поблизу бортів льодовикового язика), кінцеві морени(утворюються на краю льодовика) та основна морена(строкаті за складом і розмірами уламків поля, сфор­мовані при відступанні льодовика по всій площі його поширення). Серед характерних форм моренного мікрорель­єфу слід згадати друмліни – витягнуті асиметричні горби (довжина 1-15 км, ширина 0,2-3,0 км, висота 5-15 м), складені моренним матеріалом. Їх утворення пов'язують з нагромадженням уламків у тріщинах, що розбивали край льодовикового язика.

Особливу групу льодовикових утворень станов­лятьфлювіогляціальні (воднольодовикові) відклади. Ці відклади формуються потоками талих вод, що виті­кають з-під льодовика (навіть при похолоданнях клі­мату. Потоки талих вод завжди насичені твердим ма­теріалом (внаслідок розмиву морени) і, розливаючись по при­леглій до краю льодовика території (перигляціальна зона), утворюють особливі комплекси акумулятивно­го рельєфу – похилі піщані зандрові рівнини, серед яких підіймаються численні мікроформи прильодовикового рельєфу (ози, ками), розділені западинами колишніх прильодовикових озер. Ози являють собою досить вузькі (10-150 м) і ви­сокі (часом до 50-80 м) пасма, які тягнуться на десятки кілометрів, нагадуючи звивисті залізничні насипи, витягнуті вздовж напрямку руху колишнього льодови­ка. Формування озів відбувалося при нагромадженні флювіогляціального матеріалу (шару­ваті піски, стрічкові глини, гравій) у підльодовикових тріщинах та тунелях в умовах малорухомого відми­раючого льодовика. Ками – це куполоподібні піщані горби з крутими (до 45°) схилами і досить плоскими вершинами, які розташовуються поодинці або група­ми. Їх утворення пов'язується з нагромад­женням флювіогляціального матеріалу в прильо­довикових озерах в умовах руйнування (відступу) льо­довикового язика. Поверхня згаданих зандрових рівнин, складе­них пісками, після спаду води стає ареною інтенсив­ної вітрової діяльності, що зумовлює розвиток "насад­жених" форм еолового рельєфу – дюн та ін.

Протягом геологічної історії Землі, як уже згаду­валося, неодноразово створювалися умови, за яких на поверхні планети формувалися потужні льодо­викові покрови. Проте найкраще вивчене четвертинне(плейстоценове) зледеніння, завдяки якому нагромадже­ні потужні моренні та флювіогляціальні комплекси, а також створені специфічні форми льодовикового ре­льєфу на території Європи, Азії, Північної Америки. Є чимало гіпотез, автори яких намагаються пояснити причини періодичних похолодань клімату, що зумов­лювали розвиток льодовиків у плейстоцені. Серед них – зміни активності Сонця, зміни кута нахилу земної осі до площини орбіти тощо. І хоча єдиної теорії давніх зледенінь не існує, на підставі спеціальних геолого-геоморфологічних досліджень можна стверджувати, що протягом плейстоцену льодовики розвивалися (на­ступали) неодноразово.

Так, в Євразії виділяють чотири ета­пи плейстоценового зледеніння(окський, дніпровський, московський і валдайський), розділених епо­хами значного потепління клімату – міжльодовиков'ями. В усі епохи головним центром зледеніння Єв­ропи була територія Скандинавії та півночі Росії. Саме звідси льодовикові покриви, потужність яких у центральній частині переви­щувала 1,5-2,0 км, просувалися далеко на південь, часто зливаючись з льодовиками, що сповзали з півден­них гір альпійського поясу (зокрема, з Карпат). Природно, що чим раніше були утворені ті чи ін­ші льодовикові форми, тим гірше вони збереглися у сучасному рельєфі. І все ж у межах Східно-європей­ської рівнини можна простежити певну закономірність (зональність) у розміщенні льодовикового рельєфу. З півночі на південь тут виділяють принаймні три основних зони: переважної льодовикової денудації, переважаючої льодовикової акумуляції та перигляціальну.

Зона переважної льодовикової денудації, де збереглися численні форми, пов'язані з екзараційною і діяльністю льодовиків (троги, баранячі лоби, кучеряві скелі тощо), охоплює територію Фінляндії та північно-західної Росії. Екзараційні форми тут часто перекриті акумулятивними утвореннями молодших зледенінь.

Зона переважаючої льодовикової акумуляції поширена на більшій частині Східно-Європейської рів­нини – від Балтійського і Білого морів аж до широти м. Дніпропетровськ (по долині р. Дніпро). З дніпровським зледенінням пов'язане утво­рення обширних зандрових рівнин, сформованих флю­віогляціальними потоками перед льодовиковим щитом. Товщі зандрових пісків створили основу сучас­них ландшафтів у Волинському та Чернігівському Поліссі (Ковельська, Сарненська зандрові рівнини та ін.). Талими водами дніпровського льодовика були утворені і численні прохідні долини – коритоподібні зниження поверхні, вироблені флювіогляціальними потоками, якими талі води виносилися за межі прильодовикових басейнів. (наприклад, прадолина Стир-Словечна у Волинському Поліссі на Рівненщині).

Типовим для перигляціальної зони є рельєф зандрових рівнин. Найбільш поширеними фор­мами рельєфу тут є параболіч­ні дюни, що утворюються при перевіюванні вітром центральних частин первинних поперечних дюнних пасем. Типовий дюнний рельєф (сьогодні дюни зде­більшого закріплені сосновими лісами) поширений на Поліссі, тобто там, де у сучасних кліматичних умовах рельєфотворча діяльність вітру відносно незначна. Цікаву гіпотезу про геоморфо­логічну роль зледеніння у перигляціальніи зоні вису­нув відомий український геолог і географ, дослідник Полісся академік П.А. Тутковський. Він вважав, що хо­лодні піщані пустелі (зандрові рівнини) розвіювалися потужними вітровими потоками з льодовика, де над крижаною поверхнею панувало холодне повітря з високим атмосферним тиском. Підхоплені вітром пи­луваті часточки виносилися далеко за межі прильодовикової дюни і нагромаджувалися на піднятих ділян­ках рельєфу (у низинах вони змивалися потоками талих вод), утворюючи товщі лесових відкладів. Отже, характерний для лесових височин лісостепової та степової України, яружно-балковий рельєф теж завдячує своїм походженням епохам четвертинних зледенінь.