Вивчення льодовикового та водно-льодовикового рельєфу. Форми рельєфу материкових зледенінь

Вивчення льодовикового та водно-льодовикового рельєфу

Льодовиковий рельєф поширений в арктичних і субарктичних областях, на високогір’ях усіх широт, а також на рівнинах помірних широт, на яких широко представлені форми та відклади давніх зледенінь. Дослідження будови і динаміки льодовиків важливе для з’ясування їхнього впливу на клімат планети, тенденцій сучасних кліматичних змін і періодів похолодань-потеплінь у минулому. Водно-льодовиковий рельєф формується внаслідок танення льодовика і поширений у прильодовикових зонах.

Льодовиковий рельєф утворюється в областях, де відбувалися в минулому чи існують зараз зледеніння – тривале панування льодовикових товщ. Зледеніння можливе у випадку, коли ця територія розташована в межах хіоносфери (вище снігової границі), де накопичення снігу більше, ніж його танення. На екваторі хіоносфера розміщена на висоті 5 км, у помірних широтах – 2 км, в Антарктиді – на рівні океану. Льодовики мають властивість текти, тобто рухатися зі швидкістю приблизно до десятків м/рік.

Розрізняють два типи льодовикового рельєфу

1. Материкових (покривних) зледенінь.
2. Гірських зледенінь.

Рельєф материкових зледенінь

До цього типу рельєфу належить сучасний рельєф, сформований під льодовиковими щитами та поблизу їхньої периферії: Антарктичним, Грендланським, Північно-Канадським, о-вів Ісландія, Шпіцберген, Нова Земля, Франца-Йосифа. Максимальна потужність льодовикових товщ 3-4 км [3]. Підльодовиковий рельєф вивчають методами сейсмічного зондування, які дають змогу побачити під товщею льоду гірські вершини, рівнини, жолоби. Таким чином складені карти корінного ложа Антарктиди (А.П. Капіца, 1968) й островів із льодовиковими куполами на них. До рельєфу материкових зледенінь зачисляють також рельєф плейстоценових зледенінь, поширений на рівнинах півночі Канади, Росії, у Патагонії, Скандинавії, Прибалтиці, Білорусі та на півночі України. У плейстоценовому відділі четвертинного періоду відбулися зледеніння, які мають назви:

Міжльодовиков’я: Піхвинське (між окським і дніпровським зледенінням), Одинцовське (між дніпровським і московським), Микулинецьке (між московським і валдайським зледенінням).

Територія України зазнавала впливу окського льодовика, межа якого була на крайньому заході України, та дніпровського льодовика, границя якого відповідала лінії Любомль (Волинське Полісся) – Столин (Білорусія) зі смугою вздовж р. Дніпро до сучасного м. Кам’янська [24].

Всю фазу зледеніння (гляціалу) поділяють на холодні та періоди потеплінь – міжльодовикові (інтергляціальні) епохи. У періоді зледеніння виокремлюють холодні епохи – стадіали, короткі найхолодніші етапи – осциляції та тимчасові етапи теплішого клімату – інтерстадіали. Якщо період зледеніння тривав 20-90 тис. р., то стадіал 5-20 тис. р., осциляції – 1-5 тис. р. У міжльодовикові епохи льодовик повністю зчезав з території, в інтерстадіали – він тільки відступав, топився, існував лише на ділянці живлення.

В періоди й епохи похолодань і наступу льодовика формувався льодовиковий (гляціальний) рельєф та льодовикові відклади – морени. Під час потеплінь у міжльодовикові й інтерстадіальні епохи утворювався воднольодовиковий (флювіогляціальний) рельєф і відповідні воднольодовикові відклади. Території, на яких безпосередньо панував льодовик і відбувалися гляціальні процеси, називають льодовиковими зонами; території поблизу льодовикових зон, які підлягали морозному впливу, називають перигляціальними (прильодовиковими) зонами, а території, які не зазнавали впливу ні нівальних¹, ні гляціальних² процесів, – позальодовиковими зонами.

¹  Нівальні процеси (від лат. nivis – сніг) – руйнування гірських порід періодичним замерзанням-розмерзанням під товщею снігового покриву.
²  Гляціальні процеси (від лат. glasies – лід) – процеси, які пов’язані з геоморфологічною діяльністю льоду [15].

Головна умова утворення льодовиків – панування від’ємних температур і випадання опадів у вигляді снігу. Ущільнення і кристалізація снігу призводить до утворення фірну, далі – глетчерного льоду [2]. Розтікаючись із первинних заглибин на навколишню територію, маси снігу та льоду формують льодовики. Якщо льодовики суходолу вкривають частину морської поверхні, то їх називають шельфовими.

Льодовиковий рельєф за морфогенетичними ознаками поділяють на екзараційний (льодовикової ерозії, денудації) й акумулятивний. Територію, яка зазнала впливу льодовика та його талих вод, за переважанням тих чи інших форм поділяють на зони: льодовикової екзарації, акумуляції і воднольодовикову.

• Форми екзараційного рельєфу материкових зледенінь:
  • баранячі лоби,
  • кучеряві скелі (рис. 3.7.1),
  • пасма (сельги) та западини льодовикової обробки,
  • фіордові і шхерні береги морів.
  Елементами екзараційного рельєфу є штрихи та борозни на поверхні виходів корінних порід на шляху руху льодовика.
   
  а
  
  б 
  Рис. 3.7.1. Форми рельєфу льодовикової екзарації: 
  а) кучеряві скелі; 
  б) баранячі лоби на Ладозькому озері (джерело: Panoramio Google Earth)
• Форми акумулятивного рельєфу материкових зледенінь:
  • ози,
  • ками,
  • друмліни,
  • моренні горби та пасма (рис. 3.7.2).
  На етапах осциляції і наступання льодовика утворювалися напірні та морени видавлювання, а в інтергляціальні й інтерстадіальні етапи під час відступання льодовика – кінцеві морени. Танення мертвого льоду призводило до утворення абляційних морен [18]. Морена (від франц. moraine, вперше описана у Французьких Альпах) – це невпорядкована суміш суглинків, супісків, пісків, гравію, гальки, валунів у різному співвідношенні між собою.
  
  Рис. 3.7.2. Рельєф льодовикової та прильодовикової зон [9]
• Воднольодовикові форми рельєфу: долинні, вододільні зандри та зандрові рівнини, складені піщаним матеріалом, а також прильодовикові озера, в яких накопичувалися особливі відклади – стрічкові глини [2].