1. Четвертинний період. Четвертинне зледеніння.
ЧЕТВЕРТИННИЙ ПЕРІОД – останній період
геологічної історії Землі, який настав після неогенового періоду і триває
близько 2,58 млн рр. Розділяється на плейстоцен і голоцен. Назва
"четвертинний період" пов’язана з колишнім поділом історії Землі на
первинний період (утворення Землі), вторинний (поява перших організмів),
третинний (час існування ссавців) і четвертинний (час існування людини).
Характеризується незначною тривалістю, значною тектонічною активністю (геократичністю),
появою людини.
Четвертинне зледеніння (Плейстоценове
зледеніння) — поточна льодовикова ера, яка почалася 2,58 млн років тому і
триває досі.
Четвертинне
зледеніння – значні за тривалістю (десятки тис. рр.) відрізки часу в
геологічній історії четвертинного періоду, що відрізнялися утворенням значних за площею і потужністю
покривних льодовиків не тільки в приполярних областях, а й в помірних широтах.
Впродовж цього часу Земля переживала епохи значного збільшення льодовикового
покрову, зниження температури та рівня моря — льодовикові періоди та епохи
відносного потепління — інтергляціали (міжльодовикові періоди). Установлено
п’ять головних тривалих четвертинних зледенінь, що розділялися міжльодовиковими
епохами. В Альпах вони дістали наступні назви: дунай, гюнц, міндель, рісс,
вюрм. На Східноєвропейській платформі останнім трьом відповідають окське
(міндель-II), дніпровське (рісс-I), московське (рісс-II) та валдайське (вюрм)
зледеніння. Найбільшу територію вкривало дніпровське зледеніння. Один із язиків
цього зледеніння спустився долиною Дніпра до широти сучасного м. Дніпро. Під
час зледенінь у перигляційних умовах на території платформної України
формувалися товщі лесів.
Від раннього
протерозою (близько 2,4 — 2,1 млрд років)
до кайнозою включно виділяють 7–8 (за ін. даними – 4–5)
Льодовикових періоди. Серед осн. причин
їхнього виникнення розглядають космічні (зміни інтенсивності соняч.
випромінювання, обертання Галактики, орбітал. руху Землі навколо Сонця та
навколо своєї осі; хитання земної осі) та внутрішньоземні (заг. зменшення тепл.
потоку з глибин Землі, зменшення щільності атмосфери, певне розташування
континентів відносно полюсів, зміни в циркуляції океаніч. вод, падіння комет і
вулканічні виверження з надзвичай. викидами пилу та попелу в атмосферу, тектон.
підняття знач. частин земної поверхні вище сніг. лінії тощо) фактори. У час між
Л. п. не існувало льодовик. покривів і постій. морського льоду біля полюсів,
площа льодовиків була значно меншою, а клімат у високих і помір. широтах –
м'якшим. Упродовж Л. п. чергувалися холодніші льодовик. та тепліші міжльодовик.
епохи.
Сучасна
льодовикова ера, пліоцен-четвертинне зледеніння, почалася близько 2 580 000
років тому наприкінці пліоцену, коли почалося поширення льодовикових щитів у
Північній півкулі. З тих пір відбулося кілька гляціалів (льодовикових періодів)
і інтергляціалів. Льодовики наступали та відступали з періодичністю 40 та 100
тис. р.
Льодовикові
періоди починалися за сприятливих умов глобального похолодання і розвивалися з
якогось центру (північного), де формувався льодовий щит. Вже пізніше він
“боровся” за свій ріст, розвиток і поширення, впливаючи на умови свого
розвитку, а саме: холод над щитом збільшував кількість опадів над собою
інтенсифікуючи конденсацію водяної пари в хмарах, що проносилися над
льодовиком, через що товщина і площа щита збільшувалася і щит поступово ставав
настільки великим, що згодом охопив всю північ материків Європи, Азії і Америки
льодовиковими покривами. Ці величезні льодові щити, збільшуючи кількість опадів
над собою, нарощували свою товщину до 3–4 кілометрів (як в сучасній Антарктиді),
пластично розповзалися і перетворювали свою навколишність (середовище) за
своїми правилами розвитку. Так тривало до тих пір, доки не створювалася надто
велика зона високого тиску над льодовиковим покривом, яка не пропускала руху
повітряних мас з океану на льодовик і зруйнувала усталений раніше сценарій
перенесення вологих повітряних мас. Після цього зона високого тиску сама
ставала центром радіального розходження холодних і сухих повітряних мас і
активізації стокових вітрів від центру до південної периферії льодовикового
щита. Наслідок був такий: кількість опадів на щит зменшилася, щит спочатку
повільно, а пізніше інтенсивніше деградував, танув, а тому льодовиковий період
закінчувався [Муха Б. 2017].
Установлено п’ять
головних тривалих четвертинних зледенінь, що розділялися міжльодовиковими
епохами. В Альпах вони дістали наступні назви: дунай, гюнц, міндель, рісс, вюрм. На Східноєвропейській платформі
останнім трьом відповідають окське
(міндель-II), дніпровське (рісс-I), московське (рісс-II) та валдайське (вюрм)
зледеніння. Найбільшу територію вкривало дніпровське зледеніння. Один із
язиків цього зледеніння спустився долиною Дніпра до широти сучасного м. Дніпро.
Під час зледенінь у перигляційних умовах на території платформної України
формувалися товщі лесів.
ОКСЬКЕ ЗЛЕДЕНІННЯ – ранньоплейстоценове
покривне зледеніння Східноєвропейської платформи (близько 500-400 тис. рр.
тому). На території України є найдавнішим. Поширювалося на пн.-зх. частину
Передкарпаття, зх. Волинського Полісся та долину Дніпра до широти м. Черкаси.
Власне льодовикові відклади трапляються переважно у западинах дольодовикового
рельєфу у вигляді валунних суглинків основної морени потужністю 2,5-3,0 м.
Склад водно-льодовикових відкладів – від галечників до суглинків і глин.
Грубоуламкові утворення (10-15 м) поширені переважно у верхів’ї Дністра. О.З.
відповідає ельстерському-II Пн. Європи, краківському території Польщі та
міндельському-II Альп.
ДНІПРОВСЬКЕ ЗЛЕДЕНІННЯ – максимальне материкове
зледеніння у Східній Європі, що відбулося в середньому плейстоцені (близько
280–260 тис. рр. тому). Назву запропонував 1926 рос. геолог О. Павлов. Льодовик
перекривав майже все Придніпров'я та значну частину бас. Прип'яті, у пд.
напрямку він досягав гирла р. Ворскла (46° пн. ш.). Потуж. льоду на Пн., у
центр. частині льодовик. щита досягала 3 км, побл. кінця льодовик. язика –
400–500 м. У розвитку дніпров. льодовика встановлено 3 гол. етапи:
трансгресивний (наступаючий), регресивний (відступаючий) та стагнації (пасивне
танення). Впродовж його існував суворий континентал. клімат, рослин. покрив був
бідний (переважали ландшафти тундростепу та тундролісостепу), кількість опадів
становила бл. 300 мм на рік. Дніпров. льодовик після свого відступу залишив
товщу 3–5 м валунів, глини (морени), а також водно-льодовик. та
озерно-льодовик. піски і суглинки, численні льодовикові форми рельєфу: ози,
ками, друмліни, моренні гряди, кари (цирки), карлінги, троги.
ВАЛДАЙСЬКЕ ЗЛЕДЕНІННЯ – останнє покривне
зледеніння Східноєвропейської рівнини (70-11 тис. років тому). Відповідає
стадії пізнього вюрму Альп, віслинському зледенінню Пн. Європи та
вісконсинському зледенінню Пн. Америки. В межах В. З. виділяють дві стадії:
ранньовалдайську (калінінське або тверське зледеніння – 70-50 тис. рр.) і
пізньовалдайську (осташківське зледеніння – 33-11 тис. рр. тому). Вони
розділялися міжльодовиковою молого-шекснінською епохою. Центром зледеніння була
Ботнічна затока. Товщина льоду досягала 3 км. Південна межа ранньовалдайського
(тверського) льодовика простягалася з пд. заходу на пн. схід у напрямку: Брест
– Мінськ – Лукомль – Чарея – Орша – Смоленськ – Твер – Кострома – оз.
Кубенське. На території України під час В.З. в перигляційних умовах
накопичувалися лесові та лесоподібні товщі.
МІНДЕЛЬ, МІНДЕЛЬСЬКЕ ЗЛЕДЕНІННЯ (від назви р.
Міндель – притоки р. Дунай) – третє тривале (після Дунаю і Гюнцу) плейстоценове
(0,6-0,4 млн рр. тому) зледеніння (епоха) в Альпах. Відповідає Окському
(Донському) зледенінню Східноєвропейської платформи, Ельстерському зледенінню
Пн. Європи, Канзаському зледенінню Пн. Америки.
РІСС,РІССЬКЕ ЗЛЕДЕНІННЯ — передостаннє зледеніння
(гляціал) Альп плейстоценової епохи. Датується по-різному від 300 000 до 130
000 років тому та від 347 000 до 128 000 років тому. Збігається із Заалеським
гляціалом Північної Німеччини, Дніпровським (максимальним) зледенінням
Східноєвропейської рівнини. Назву дали Альбрехт Пенк та Едуард Брюкнер, які назвали
це похолодання на честь річки Рісс у Верхній Швабії у своєму тритомному творі
«Альпи у льодовиковий період» (Die Alpen im Eiszeitalter), опублікованому в
1901—1909 роках.
ВЮРМ, ВЮРМСЬКЕ ЗЛЕДЕНІННЯ (від нім. Würmsee — озеро
в Альпах, басейн Дунаю) — останнє зледеніння (гляціал) в Альпах і Центральній
Європі. Вперше виділено Пенком і Брюкнером у 1909 р. Під час льодовикового
максимуму Вюрмського заледеніння більшість країн Західної та Центральної Європи
були вкриті холодними степами, а в Альпах переважали тверді льодовикові поля та
гірські льодовики. Максимум цього зледеніння спровокував суттєве падіння рівня
Світового океану (майже на 120 метрів).
Хроностратиграфічно
відповідає Віслинському зледенінню у Північній Європі, Валдайському зледенінню
у Східній Європі та Вісконсинському
зледенінню у Північній Америці. Середньорічні температури за часів Вюрмського
зледеніння на Баварському плоскогір'ї були нижче −3 ° C (на початок ХХІ
сторіччя +7 ° C). Останній холодний період розпочався приблизно 115 000 років
тому і закінчився 11 700 років тому.
Льодовики – це велетенські рухливі
маси природного льоду, які утворилися в процесі накопичення і подальшого перетворення
твердих атмосферних опадів (снігу). Льодовики в процесі свого руху здійснюють
певну геологічну роботу: руйнують гірські породи, переміщують уламки і
відкладають їх у місця розтавання льоду.
Кожне просування
льодовиків потребувало величезні об’єми води (товщина льодовиків сягала 1500 —
3000 м), що призводило до тимчасової регресії моря на 100 м. Під час
інтергляціалу і відповідно трансгресії моря — вода заливає прибережний суходіл.
Клімат плейстоцену
відзначався повторюваними льодовиковими циклами, під час яких континентальні
льодовики в деяких місцях досягали 40-ї паралелі. Підраховано, що під час
льодовикового максимуму 30% поверхні Землі було покрито льодом. Крім того, зона
вічної мерзлоти простяглася на південь від краю льодовикового щита на кілька
сотень кілометрів у Північній Америці та Євразії. Середньорічна температура на
краю льодовика становила −6 °C; на краю вічної мерзлоти - 0 °C.
У північній
півкулі багато льодовиків злилися в один. Кордильєрський льодовиковий щит
покривав північний захід Північної Америки; на сході панував Лаврентійський
льодовиковий щит. Віслинський щит покривав Північну Європу, а також більшу
частину Великої Британії; Альпійський щит в Альпах. Розрізнені льодовикові щити
простяглися по Сибіру та Арктичному шельфу. Північні моря були вкриті льодом.
Необхідними
умовами для утворення льодовиків є холодний клімат і тверді атмосферні опади. У
цих умовах відбувається поступове накопичення снігового покриву, оскільки
кількість атмосферних опадів перевищує кількість талої снігової води.
Межа, вище якої
сніг накопичується і не розтає протягом довгого часу, називається сніговою лінією, або сніговою межею. Нижче цієї межі сніг
зберігається лише в холодний період року і зникає у теплий.
Висота снігової
лінії залежить від кліматичних особливостей території, насамперед,
співвідношення тепла і вологи, а також макро- і мезорельєфу. Вона є
відображенням нижнього рівня хіоносфери в реальних умовах рельєфу земної
поверхні. Снігова лінія розташована нижче в холодних та вологих районах і вище
— в теплих та посушливих. В Антарктиці вона опускається до рівня моря, а в
Арктиці розташована на кілька сотень метрів вище рівня моря. Найбільшої висоти
снігова лінія досягає в сухих тропічних і субтропічних районах у літній період
(на Тибетському нагір'ї та у Південноамериканських Андах до 6,5 км), на
екваторі вона розташована на висоті 4,4 км.
Вище снігової
лінії сніг розподіляється нерівномірно. У гірських районах схили, що повернуті
назустріч пануючим вітрам, майже не мають снігу. На схилах, що захищені від
вітру, сніг накопичується у великих кількостях. Снігові маси під дією сили ваги
часто зриваються зі схилу, скочуючись униз. Це – снігові лавини. Вони
захоплюють гірські породи, зрізають зі схилів лісові масиви, викликають
велетенські руйнування. Вони мають місце у Карпатах і навіть у Кримських горах.
У низинах вище снігової межі сніг може накопичуватися роками, перетворюючись у
результаті у зернисту кригу – фірн (нім. firn – старий).
Фірн — перехідною стадією між снігом і
льодовиковим льодом, утворюється в гірських областях, розташованих вище
снігової лінії, і в полярних країнах, де атмосферні опади випадають переважно у
вигляді снігу й за літо не встигають станути. Сніг перетворюється у фірн під
дією сонячної радіації, відлиг, у результаті перекристалізації й сублімації
водяної пари внаслідок неодноразового підтавання і наступного замерзання снігу
під тиском вище лежачих шарів.
Сніжники — скупчення снігу і фірну
в гірських місцях, захищених від вітру, які лежать протягом всього року.
Розрізняють сезонний і постійний сніжники.
Товщина фірнового
шару іноді перевищує 100 м. В основі фірнової товщі під впливом тиску окремі
кристалічні зерна криги зливаються в одне, утворюючи суцільну глетчерну кригу
(нім. gletscher – крига). На формування 1 м3 глетчерної криги витрачається до
11 м3 снігу. Область, де відбувається перетворення снігу у кригу, має назву
область живлення.
Лід, що характеризується
пластичністю, під дією гравітаційних сил розтікається у боки або спускається зі
схилів у вигляді витягнутих «язиків», що мають назву льодовиків. Швидкість руху
льоду є прямо пропорційною до маси льодовика.
Область, по якій
відбувається рух льодовика, має назву область
стоку. Якщо льодовикові потоки (язики) спускаються нижче снігової межі,
вони починають розтавати. Льодовикові води часто живлять гірські річки.
2. Льодовиковий рельєф
Льодовиковий рельєф — форми земної поверхні,
які утворюються внаслідок діяльності покривних і гірських льодовиків у
сукупності з талими льодовиковими водами.
Розрізняють:
*екзараційні форми, утворені в корінних
породах («баранячі лоби», «кучеряві скелі» — на рівнинах, троги, кари, ригелі —
в горах);
*льодовиково-акумулятивні (моренні рівнини,
горби, гряди та ін.);
*флювіогляціальні (зандрові рівнини, флювіогляційні
тераси і ін.).
Льодовиковий кар (цирк) — велика чашоподібна
западина, що має форму амфітеатру (у привершинній частині гір з крутими
скелястими стінами і полого увігнутим днищем) і являє собою частину верхів'їв
гірських долин, сильно розширених та змінених льодовиками. Дно такої заглибини
завалене уламками гірських порід, а сніг у ній тримається навіть до середини
літа. У деяких карах є торфовища чи гірські озера. Кари, які вже
напівзруйновані зовнішніми чинниками, утворюють важкодоступні скелі.
Трог (від нім. Trog — «корито») — річкова
долина з коритоподібним поперечним профілем, що утворилася в результаті
проходження льодовика.
Ригель (від нім. Felsriegel — «скеляста поперечина»)
— поперечний скелястий уступ на дні льодовикової долини, що виникає на місці
виходу твердих порід або при перепоглибленні долини; зумовлений посиленою дією
льодовиків, які злилися в цьому місці. Ригель — це поперечна гряда корінних
порід, оголена льодовиковою ерозією. Ригелі також відомі як кам'яні смуги,
пороги та веррози. Вони зустрічаються в льодовикових долинах і часто
асоціюються з водоспадами та зонами порогів, коли присутні струмки. Коли кілька
ригелів складено в ряд, вони називаються льодовиковими сходами.
Льодовики, як і
річки, мають свої береги і ложе. Уламки гірських порід, що виорані льодовиком,
захоплюються льодом, що рухається, утворюючи рухливий прошарок, який
пересувається по ложу льодовика. Такі рухливі маси уламкового матеріалу мають
назву морени. Нижню частину, що
пересувається по дну льодовика, називають донною мореною, а бокові частини, що
пересуваються по берегах – боковими моренами. Під час руху льодовика на його
поверхні можуть накопичуватися уламки гірських порід, що впали з гірського
схилу. Такі уламки утворюють верхню, або поверхневу морену.
Моренні
відкладення складаються з різноманітного матеріалу – від найтонших часток до
крупних валунів, діаметром 2–3 м і більше. Співвідношення між складовими морени
можуть бути різними: в одних випадках переважають глини або суглинки зі
включеннями крупних уламків (гравію, щебінки, валунів), у інших – суміш
крупноуламкового матеріалу з глинистими і чистими пісками. Серед льодовикових
відкладень можна зустріти як цілі купи валунів, так і окремі глиби.
Морена (англ. moraine, till, glacial drift; нім.
Moräne f) — скупчення несортованого уламкового матеріалу, перенесеного і
відкладеного льодовиками.
Морена берегова (англ. border moraine;
нім. Ufermoräne f) — морена долинних льодовиків, відкладена у вигляді гряд або
сходинок вздовж схилів долини при частковому або повному таненні льодовика.
Берегові морени, розташовані одна над одною, називають терасами осідання. М.б.
добре зберігається в умовах сухого континентального клімату, наприклад, на
Памірі. У р-нах вологішого клімату перетворюється в комплекс земляних пірамід.
Морена бокова (англ. lateral moraine;
нім. Seitenmoräne f, Randmoräne f) — скупчення щебеню та великих уламків
гірських порід на околиці гірського льодовика нижче снігової лінії, яке
пересувається вниз разом з льодовиком. М.б. тягнеться по краях льодовикового
язика у вигляді валу. При таненні льодовика переходить у морену берегову.
Морена дислокована (англ. contorted drift,
contorted till, disturbation till; нім. Stauchmoräne f, Staumoräne f) — морена,
зім'ята у помітно виражені складки і розчленована льодовиком, який рухається,
на насунені одна на одну лускуваті структури.
Морена донна (англ. bottom-moraine,
ground moraine, subglacial moraine; нім. Grundmoräne f, Untermoräne f) — уламки
порід, які переносяться всередині льодовика і в його основі. Після танення
льодовика ця морена утворює великий і досить рівний шар моренного матеріалу. Син.
— основна морена.
Морена кінцева (англ. frontal moraine,
end moraine; нім. Frontalmoräne f, Endmoräne f) — уламковий матеріал,
відкладений у вигляді дугоподібних гряд біля нижнього кінця долинного льодовика
при його тривалому стаціонарному положенні.
Ози, ескери — валоподібні звивисті
гряди висотою до 20–50 м і більше, шириною від 100–200 м до 1–2 км і довжиною
до 30–40 км. Утворюються в результаті
відкладів піску, гальки, гравію, валунів, потоками талих вод льодовиків.
Поширені у Швеції (шведською ози — osar), Фінляндії, країнах Балтії та РФ
(Ленінградська область). За кордоном акумулятивні форми рельєфу
водно-льодовикового походження (ози, ками, дельтово-льодовикові тераси та ін.) об'єднуються
терміном «ескери».
Ками — пагорби конічної форми, складені
відсортованими шаруватими пісками, галькою і гравієм, іноді перекриті зверху
плащем морени. Висота 6-30 м. Виникають біля внутрішнього краю материкових
льодовиків при їх таненні.
Друмліни — невеликі згладжені пагорби овальної або
витягнутої форми складені льодовиковою валунною глиною, вісь якого витягнута в
напрямку руху льодовика. Довгою віссю друмліни витягнуті в напрямку руху льоду;
тупим, більш крутим і високим кінцем, звернені в протилежний бік. Висота
друмлінів становить 5-45 м, ширина — 150—400 м, довжина — від декількох сотень
метрів до 2,5 км.
3. Клімат в плейстоцені
Кліматичні зміни
впродовж четвертинного періоду впливали на видовий склад тваринного та рослинного
світу, котрий спочатку мало відрізнявся від пліоценового. Найбільші зміни
відбулись у складі фауни ссавців під час середньочетвертинного зледеніння, коли
з’явився мамонт, шерстистий носоріг та інші представники полярних тварин. Склад
морської фауни та флори змінювався мало і був обумовлений періодичними
міграціями у зв’язку з екологічними умовами існування. На території України
впродовж четвертинного періоду відбувалися тектонічні рухи різної
інтенсивності. Майже вся територія, за винятком берегової смуги в
Причорномор’ї, зазнала підняття. В результаті швидкого піднімання окремих
ділянок земної кори (Придніпров’я, Донецька височина, Кримські гори й Карпати)
виник дуже розчленований рельєф із численними річковими терасами. Під час
максимального дніпровського зледеніння льодовик просунувся по долині Дніпра до
широти сучасного м. Кам'янське (колишній Дніпродзержинськ). Перигляційна зона
досягала підніжжя Кримських гір. Максимальне зниження рівня океану (–120 м)
припадає на останнє валдайське зледеніння (70-11 тис. років тому). В цей час
шельф Чорного моря являв собою прибережну низовинну рівнину.
У другій половині
ХХ ст. питання історичної географії України досліджували представники
природничих наук. Вони приділили особливу увагу історичній фізичній географії,
зокрема, досягли значних успіхів у розробці теоретичних проблем історичного
ландшафтознавства.
У першій половині
ХХ ст. історію ландшафтів України та їхні зміни під впливом природних і
антропогенних чинників, взаємодію із суспільством почав вивчати академік Павло
Тутковський. Ці питання також висвітлюються у наукових розвідках Сергія
Кірікова »Людина і природа у Східноєвропейському лісостепу в Х на початку ХІХ
ст."?, , Людина і природа степової зони наприкінці Х-на початку ХІХ ст.
(Європейська частина СРСР)". Проте узагальнюючих праць з історії
ландшафтів України, та взаємодії природного середовища і суспільства покищо
немає..
Представники
природничих наук вивчали також історію клімату, зокрема екстремальні природні
явища та їхній вплив на життєдіяльність людини. До цієї тематики першим
звернувся академік Іван Крип'якевич. Історію клімату активно вивчав Л.
Гумільов, який намагався простежити зв'язок між кліматиними змінами, міграціями
населення та господарською діяльністю у степах Євразії.
Вчені встановили,
що прямої залежності між ступенем зледеніння і інтенсивністю похолодання
клімату в Європі не було: найбільше похолодання припадає на період 20-14 тис.
р. тому, коли крижане покриття охоплювало найменшу територію і незабаром
льодовик почав танути та деградувати.
Наступ льодовика
найперше спричинив зміни ландшафту європейського континенту. Смуга землі,
шириною близько 200 км, що простягалася вздовж його південного краю,
перетворилася у пустелю, вкриту піщаними відкладеннями - зандрами. Зандрові
пустельні рівнини, подекуди вкриті валунами і пагорбами глини, простягалися від
сучасної Великобританії до верхів'їв Волги та охоплювали північні райони
України - сучасне Полісся. За зандровими пустелями починалася зона тундри, а за
нею - степова зона, яка охоплювала південь Східної Європи. У той час
Центрально-Східна Європа разом із середземноморським узбережжям входила у єдину
кліматичну зону континенту, придатну для проживання людини.
Холодні вітри, що
постійно дули із льодовика у південному напрямку, переносили дрібний пил, який,
випадаючи, утворював лесові відкладення (сучасні глинища). Їхня глибина
досягала кількох десятків метрів. Зона лесових відкладень простягалася від
південних рубежів зандрових пустель до Причорноморських степів. На думку
вчених, багаті на мікроелементи лесові відкладення обумовили особливу родючість
українського чорнозему. За лесовою зоною, на північному узбережжі Чорного моря,
простягалися холодні степи, порізані глибокими долинами Дніпра, Піденного Бугу,
Дністра, Дунаю та інших річок. У той час рівень Чорного моря опустився на 90 м
нижче від сучасного, а його північна берегова лінія починалася на 100 км
південніше сучасної.
Отже, велике
зледеніння призвело до утворення на території України нових
природно-кліматичних ландшафтів: зони зандрових пустель і зони тундри або
лесових відкладень, які не мають прямих аналогів в сучасних кліматичних зонах.
Вчені припускають, що вони найбільше нагадували сухий холодний різкоконтинентальний
клімат сучасної Чукотки.
Льодовик забрав
значні маси води, внаслідок чого рівень світового океану знизився на 130м, а
його прибережні ділянки перетворилися на сушу. У період максимального
зледеніння Атлантичний океан був покритий кригою до північних берегів Іспанії
та до широти сучасного Монреалю, Тихий - до берегів Японії; північні тайгові і
холодостійкі листяні ліси вкривали територію південної Франції, Іспанії і
Португалії.
У льодовиковий
період Північна півкуля являла собою гігантську сушу з холодним
різкоконтинентальним кліматом. Річна норма опадів в зоні сучасного Полісся
становила, наприклад, 200-300 мм, що відповідає нормі 0 сучасних напівпустель,
а середня температура зими була - 307. Сухий клімат спричинив незначну
хмарність і велику кількість сонячних днів. В умовах сухого і холодного клімату
не було боліт і озер, не росли дерева. Тільки у балках, захищених від вітрів,
були невеликі гаї карликової берези і арктичної верби. Однак у цих суворих
умовах добре проростали трави, серед яких переважали рослини із виду полинних.
Зміни фауни, як і
зміни клімату, відбулися не відразу після наступу льодовика. У ранньому і
середньому плейстоцені в фауні Європи ще переважали теплолюбиві тварини: слони,
гіпопотами, зебри, тигри, антилопи. Тільки у пізньому плейстоцені, який
хронологічно співпадав з пізнім палеолітом, почали переважати холодостійкі
види: мамонти, північні олені, вівцебики, песці; у Середземне море проник
тюлень. Мамонти заселяли прильодовикову тундростепову зону України, а в степах
Північного Причорномор'я домінуючим видом стали бізони. На думку Л. Залізняка,
таке розселення фауни спричинило першу господарську спеціалізацію
палеолітичного населення українських земель, яке поділялося на мисливців на мамонтів
і мисливців на бізонів.
Нові різкі зміни
клімату, тепер уже пов'язані із його потеплінням, почалися близько 15-14 тис.
р. тому. Спочатку клімат став вологішим, що, згідно з однією гіпотезою, могло
спричинити вимирання мамонтів, пристосованих до холодного, але сухого клімату.
На зміну великим стадним тваринам, які домінували у фауні пізнього плейстоцену,
прийшов північний олень. Тундростепи заросли березовими і сосновими лісами, у
степах поширюється рослина дгіа8, тому пізній плейстоцен ще називають дріасовим
періодом або періодом північного оленя.
Формальною
хронологічною межею, яка відділяє період зледеніння від післяльодовикового
періоду, прихильники теорії зледеніння вважають 8 213 р. дон.е. У цей час
відбулася так звана "Біллінгенська катастрофа" або розрив крижаної
греблі біля гори Білінген (сучасна Данія), яка відгороджувала Південну і Східну
Балтику від світового океану. В результаті прісноводне озеро, рівень води в
якому був на 30 м вищий від рівня світового океану, перетворилося у Балтійське
море і зрівнялося з рівнем океану. З цієї події розпочався новий
післяльодовиковий період або голоцен.
Література
Щодра Ольга
Історична географія України від найдавніших часів до кінця XVIII століття:
навчальний посібник. — Львів, 2016.
Європа під час останньої фази Вюрмського зледеніння (14-17 тисяч років тому).
Robert-Erik. Сліди зледеніння в Чоногорі
