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.
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.
В Українських Карпатах особливо багато слідів дії льодовиків можна побачити на північно-західних схилах Чорногірського хребта, слабше — на південно-західних схилах. Місцями кари збереглися і в Ґорґанах, зокрема під вершиною Грофи, а ще на гірських масивах Свидовець та Мармарош.
На Чорногорі є близько 20 озер, які утворились на дні карів. Найбільші з них: Бребенескул, Нижнє та Верхнє озера в урочищі Озірний, Несамовите, Марічейка. Глибина озер не перевищує 3 метрів.
Загальноприйнятих абсолютних висот для високогірного рельєфу немає, вони коливаються залежно від географічної широти і положення снігової границі. Щодо альпійського рельєфу, то він зустрічається в горах різної висоти. Так, в Українських Карпатах з типовим середньогірним і низькогірним рельєфом, фрагменти альпійського рельєфу збереглися у середньогірних масивах: Мармароському, Свидовці, Чорногорі і Горганах. Цей рельєф є реліктом епохи плейстоценових зледенінь, коли снігова лінія в Українських Карпатах опустилася (Є.Ромер (1906); Іванов, 1956) до 1450-1500 м.
Вперше думку про зледеніння Українських Карпат висловили Г. Як і Є. Горн в 1874 р. під час дослідження долин Пруту та Тиси. Весь період дослідження льодовикового рельєфу Українських Карпат хронологічно можна розділити на: довоєнний період (1874−1914 рр.); міжвоєнний період ( 1918−1939 рр.); післявоєнний період (1945 р.− наші дні).
Найяскравішими представниками довоєнного періоду були Г. Гасіоровський («Śladyglacyalnena Czarnohorze»), Є. Ромер («Epokalodowana Świdowcu») та С. Павловський («Zestudiównadzlodowaceniem Czarnohory»). Найбільшим вкладом у вивченняльодовикового рельєфу Українських Карпат у міжвоєнний період відзначається робота Б. Свідерського («Geomorfologia Czarnohory»).
Серед вчених, які працювали в післявоєнний період, варто відмітити П. Цися («О древнем оледенении Карпат») та Г. Міллера («Про четвертинне зледеніння Чорногори»). Також досить значна робота в цей період проводилася геоморфологічною партією науково-дослідного сектору Львівського університету.
Щодо еволюції поглядів на основні питання стосовно зледеніння Українських Карпат, то серед вчених побутувала думка про два зледеніння на території Українських Карпат (Ромер, Гасіоровський), які відносили до ріссу та вюрму; розмір плейстоценових льодовиків часто дуже перебільшували (46 миль − Як і Горн; 90 км − Запалович). В міжвоєнний період продовжила побутувати думка про два зледеніння (Козій, Свідерський), проте була висунута гіпотеза про міндельське та рісське зледеніння Українських Карпат (Свідерський). Ключовою ідеєю післявоєнного періоду стало одне зледеніння, проте з двома фазами (Цись, Міллер, Башеніна), яке було у вюрмі. Більшість вчених цього періоду стверджували, що розмір льодовиків сягав від 2 до 8 км (Міллер, Ананьєв).
У масиві Чорногори зосереджені максимальні абсолютні висоти Українських Карпат. Альпійський рельєф зосереджений у привододільній частині хребтів поміж г. Говерлою ñ 2061 м і г. Піп-Іван (Чорна Гора) - 2020 м. Відносні висоти на північно-східних схилах коливаються в межах 400-500 м, місцями досягають 1000 м і більше.
У Чорногірському масиві зосереджені всі вершини Українських Карпат, висота яких перевищує 2000 м (Петрос - 2020 м, Говерла – 2061 м, Ребра - 2001 м, Гутин Томнатик - 2016 м, Бребенескул - 2035 м, Піп Іван або Чорна Гора - 2020 м).
Давньольодовиковий рельєф Чорногори ділять на три групи (Свідерський, 1938). Основними формами альпійського рельєфу є льодовикові кари і долини. На формування їх кожній групі великий вплив мали структурно-літологічні особливості окремих ділянок, через що льодовикові кари і долини відрізняються морфометричними показниками: абсолютними і відносними висотами, шириною і довжиною, крутизною стінок, мезо- і мікрорельєфом днищ карів і долин і т.п.
До першої групи відносять льодовикові долини, кари і ìнижні котлиî у верхівíях Заросляцького Пруту (потоки Заросляк, Брескулець, Арендаж). До другої групи належать долини Пруту Данцерського, Гаджини і Кізі. Третю групу складають верхівíя Дземброні і Погорільця.
Гірська група Свидівця сформувалася на
своєрідному тектонічному вузлі, де стикуються декілька покривів: Дуклянський - Близницька
і Лужанська підзони, Поркулецький – Білотисенська підзона і Чорногірський - Яловичорська (Говерлянська) підзона.
Форми альпійська рельєфу зосереджені у північній частині гірської групи з
найбільшими абсолютними висотамии у хребтах Свидовець, Апшинець, Урду-Флавантуч.
На фоні вирівняних пригребеневих поверхонь контрасно виділяються численні
куполоподібні вершини: г. Унгаряска (1707,8 м), г. Трояска (1702,6 м), г. Догяска
(1761,7 м), г. Котел (1770,8 м), г. Стіг (1704,3 м), г. Близниця (1881 м) – найвища
вершина Свидовецького гірського масиву.
Як і в масиві Чорногори альпійський рельєф у гірському масиві Свидівця приурочений до пригребеневої частини найвищих хребтів. Основними формами рельєфу, які його характеризують є кари, льодовикові долини, скелясті карові гребені, круті скелясті тилові і бокові стінки карів і т. п.
За даними досліджень геоморфологічної партії Львівського університету у 1965-1966 і 1968-1969 роках форми льодовикового рельєфу плейстоценових зледенінь, охарактеризовані на північних схилах від г. Темпа на Заході до полонини Менчил на сході, а також на східних і південно-східних схилах хребта Урду-Флавентуч з найвищою вершиною Близниця.
Е. Ромер (Romer, 1906) описав найбільші льодовикові кари (піді Близницею, Драгобратом, Труфанцем, Гропою, Трояскою, Воротескою, Кричунескою). Він висловив припущення, що товщина льодовиків у карах Свидовця в період їх максимального розвитку досягала 200 м, а довжина — 3 км, так що ПТК північних схилів найбільш високих вершин були з’єднані суцільним льодовиковим покривом. Так, між долинами Драгобрату і Труфанця розміщений широкий вал, що покривався льодовиком і нагромаджувався за рахунок двох карів. Льодовикові форми рельєфу (кари, нівальні ніші) дають підставу на основі реконструкці ВМЛ говорити про торфово-болотну межу лісу у недалекому минулому. Свидовецькі кари характеризуються плоским або чашовидним дном, де у поздовжньому профілі добре спостерігається нахил днищ. У багатьх карах є невеликі озерця, або понижені заболочені ділянки (кари Апшинецький, Герашаський Великий, Драгобратський). За обрахунками Е. Ромера (1906) снігова границя у плейстоцені (час останнього зледеніння на Свидівці) була на висоті 1437 м (Апшинецькі льодовики), 1484 м (Ворожеські льодовики) і 1492 м (Близницькі льодовики). Усереднена висота снігової границі — 1450—1475 м. Днища карів є на абсолютних висотах 1460-1475 м для північних схилів і 1580—1600 м — на східних схилах. і є природним бар'єром для деревної рослинності.
На території Українських Карпат розміщені північно-західні відроги Мармароського масиву. Мармароський масив це високо піднята зона метаморфічного комплексу порід, яка утворилася протягом байкальської і герцинської складчастостей.
У рельєфі цим структурам відповідають Рахівські гори і Чивчини із бриловим альпійським рельєфом. Максимальна абсолютна висота 1936,2 м (г. Піп Іван). Вершина складена гнейсами і має пірамідальну форму. Відносні висоти досягають 600 1100 м. Переважають глибокі, часто ущелиноподібні долини, гострі гребені хребтів з конічними вершинами (г. Жербан, 1793,4 м).
Головний гребінь Чивчинських гір проходить через вершини Будичевська Велика (1677,9 м), Чивчин (1766,1 м), Лостун (1653,5 м), Коман (1723,6 м), Гнатася (1766,5 м). Амплітуда відносних висот 500-800 м. Переважають дуже круті і надзвичайно круті схили (25-35). Долини потоків мають вигляд ущелин у місцях виходу вапняково-доломітових товщ.
На схилах вершини Піп Іван Мармароський є рештки льодовикових карів. Погана їх збереженість пояснюється перш за все літологічним складом порід (гнейси), які беруть участь в будові вершини.
На схилах вершини Чивчин краще збереглися форми льодовикого рельєфу. У кількох кароподібних заглибинах розміщені невеликі озера.
Щодо зледеніння Горган, то найбільш правдоподібними є висновки Є.Ромера про те, що у плейстоцені тут могли утворитися порівняно невеликі фірнові поля, які не могли бути джерелом живлення льодовикових язиків. Сліди нівально-льодовикової обробки пригребеневих частин схилів збереглися у Скибових Горганах біля вершин Грофа, Попадя, Ігровище, Висока, Мала Сивуля, Лопушна (Велика Сивуля).
Ананьев Г.С. Ледниковый рельеф и гляциальные отложения. – Геоморфология осевой зоны Восточных Карпат / Г.С Ананьев и др. – М.: Из-во МГУ, 1981.
Башенина Н.В. О роли блоковой морфотектоники в оледенении Советских Карпат / Н.В. Башенина – М.: Изв. ВГО, 1971. – Т. 103.– Вып. 2.
Иванов Б.Н. Следы оледенения Украинских Карпат. / Б.Н. Иванов – Уч. Зап. Чернов. Ун-та, серия Геолого-географ. – 1950. – Т. 8. – Вып. 2.
Ковалюх Н.Н. Геохронология нивально-гляциальных отложений среднегорья Украинских Карпат / Н.Н. Ковалюх, Л.В. Петренко, П.Р. Третяк // Бюро комис. по изучению четвертичного периода – 1985. – № 54.
Кравчук Я. Геоморфологія Полонинсько-Чорногірських Карпат: [монографія] / Я. Кравчук // Л. : ВЦ ЛНУ ім. Івана Франка, 2008. – 188 с. : іл. – (Серія Рельєф України). – Бібліогр.: С. 179–185.
Міллер Г.П. Про четвертинне зледеніння Чорногори / Г.П Міллер // Доповіді та повідомлення Львівського університету. – Вип. 9. – Ч. 2.– 1961.
Третяк П.Р. Деградація останнього зледеніння в Карпатах / П.Р. Третяк, М.П. Кулешко // Доп. АН УРСР, сер. Б. – № 8. – 1982.
Тыханич В.В. К вопросу геоморфологии Свидовца / В.В Тыханич // Докл. и сообщения Львовского отдела ГО УРСР. – Львов, 1965.
Цыс П.Н. О древнем оледенении Карпат / П.Н. Цыс // Доп. і повідомлення Львів. ун-ту. – Вип. 6. – Ч. 2. – 1955. – С. 6–8.
Gąsiorowski H. Ślady glacyalne na Czarnohorze. Kosmos. Lwów. 1906.
E. Romer. Epoka lodowa na Swidowсu. Krakuw, 1906. 71 s.
Swiderski B. Geomorfologia Cżarnohory. Warszawa, 1937. 74 s.
Немає коментарів:
Дописати коментар