Квасов Д.Д. Позднечетвертичная история крупных озер и внутренних морей Восточной Европы. Изд-во Наука. ЛО. Л.. 1974. 278 с. 2 страница

Очерком истории озерного бассейна не только подводится итог уже проделанным исследованиям, но улавливаются и недо­стающие в них звенья, а следовательно, выдвигаются новые проблемы. Во многих районах, например, еще не изучены бе­реговые линии древних озер, а озерным отложениям приписы­вается иное происхождение. Анализ имеющихся материалов по­зволяет наметить гипотезы, проверка которых производится в ходе дальнейших полевых исследований. Далеко не все вопро­сы разрешены и в настоящей работе. Во многих случаях уда­лось сделать только предположения, требующие последующей проверки.

Глава II

ОСНОВНЫЕ ФАКТОРЫ, ОПРЕДЕЛЯЮЩИЕ РАЗВИТИЕ КРУПНЫХ ОЗЕР И ВНУТРЕННИХ МОРЕЙ

1. Развитие оледенения

Наиболее важным фактором, влиявшим на водные бассей­ны Восточной Европы в позднечетвертичное время, было оле­денение. Ледники полностью покрывали современные акватории Балтийского и Белого морей и, вероятно, также почти всю ак­ваторию Баренцева моря. Ледниковое выпахивание и накопление ледниковых отложений коренным образом изменяло рельеф. На месте долинной сети с согласованными уклонами возникали мно­гочисленные замкнутые котловины, которые после отступления ледников занимали озера. Но помимо прямого оледенения ока­зывали значительное косвенное влияние на водные бассейны. Во время оледенений менялся климат, конфигурация водосбор­ных бассейнов (в частности, водосборного бассейна Каспия, что имеет для его развития решающее значение). Под влиянием кон­центрации в ледниках значительной части воды, участвующей в планетарном влагообороте, снижался уровень мирового океана. Наконец, под влиянием оледенения происходили наиболее важные тектонические движения позднечетвертичного времени - изоста-тические опускания и поднятия территорий, покрывавшихся лед­никами.

В истории современной гидрографической сети не все эта­пы истории оледенения имели одинаково важное значение.

Основное влияние на формирование современного рельефа оказывало то оледенение, которое на рассматриваемой террито­рии было последним. Для позднечетвертичного времени наиболь­шее значение имеют события ледниковой истории, начиная с максимума валдайского оледенения. Но датировка самого мак­симума представляет собо-й весьма дискуссионную проблему.

В настоящее время общепризнано, что последнее оледене­ние состоит из нескольких стадиальных периодов. Термином

стадиальный период" здесь обозначается отрезок геологичес­кого времени, когда происходило продвижение ледников. Ста­диальные периоды разделяются межстадиальными периодами, * когда площадь ледников уменьшается, но остается больше сов­ременной. Стадиальный и межстадиальный периоды обычно сос­тоят из нескольких стадий или межстадиалов.

Почти все исследователи подразделяют валдайское оледене­ние на три стадиальных периода. Считают, что первый из них (продвижение ледников, предшествовавшее брёрупу) состоялся около 70-65 тыс. лет назад, хотя более вероятно, что это бы­ло около 120-105 тыс. лет назад. Ледники в это время занима­ли относительно небольшие площади. Следующий стадиальный период (ранневалдайский) наступил около 60-50 тыс. лет назад, но, возможно, и раньше - около 75-60 тыс. лет назад. Наконец, третий стадиальный период (поздневалдайский)"был в интерва­ле времени около 25-10 тыс. лет назад. Разные исследователи по-разному оценивают характер промежутка между вторым и третьим стадиальными периодами. Некоторые считают, что в это время господствовали межледниковые условия, и на этом основании разделяют валдайское оледенение на два самостоя­тельных оледенения. Это мнение, по-видимому, несправедливо -ледники тогда только уменьшали свои размеры.

Нет единства взглядов на время достижения валдайским оледенением своего максимума, Н.С. Чеботарева (1969), Л.Н.-Вознячук (1973), М.Е.Вигдорчик (Вигдорчик и др., 1970) и дру­гие относят его к последнему стадиальному периоду (около 17 тыс. лет назад); И.И.Краснов (1967), Д.Б.Малаховский (Мала­ховский и др., 1969), Л.Р.Серебрянный (1971), Я.-М.К.Пуннинг, А.В.Раукас (Пуннинг и др., 1969) и другие - к предшествую­щему (около 60 тыс, лет назад). Полученные в последние годы абсолютные датировки отложений, залегающих под мореной мак­симальной стадии валдайского оледенения (Вознячук, Арсланов, 1971), свидетельствуют в пользу первой точки зрения. Такого же мнения придерживаются западноевропейские и американские исследователи (Woldstedt , 1969; Flint , 1971).

В развитии приледниковой гидрографической сети весьма важную роль играло оледенение Баренцева шельфа (Гросвальд, 1967; Гросвальд, Серебрянный, 1970). В валдайское время он

Покрывался ледниками, наступавшими из двух центров. Один из них находился к юго-востоку от Шпицбергена, а другой - на Новой Земле. По-видимому, во время стадии оледенения, предшествовавших максимальной, не было стока через главный водораздел Пороги стока приледниковых озер находились вблизи края ледника, и вдоль него шел сток ледниковых вод. Во вре­мя максимума валдайского оледенения Баренцев ледниковый шит соединялся со Скандинавским, и на севере Восточной Европы возникал барьер из ледников, преграждавший сток в се­верном направлении (рис. 2). Только около 20 тыс. лет назад ледниковые воды стали поступать в южные моря. Но уже вско­ре после начала отступления ледников между ледниковыми щи­тами возник промежуток, и сток на север возобновился.

На развитие гидрографической сети большое влияние ока­зывает ледниковый рельеф. Его основные особенности обуслов­лены динамическими закономерностями развития ледникового шита (Асеев, 1974). Согласно современным представлениям (Шуйский, 1968), нижние слои льда в центральных частях лед­никовых щитов неподвижны - там не происходит ледниковой де­нудации. Движущийся лед соприкасается с ложем только в по­лосе, находящейся на расстоянии примерно половины радиуса ледникового щита от его центра. В ней происходит наибольшее выпахивание: лед, не содержащий моренного материала, актив­но захватывает глыбы, камни и более мелкие частицы. При дальнейшем движении происходит уже гораздо меньшая денуда­ция: лед уже достаточно насыщен моренным материалом, кото­рый переносится в направлении периферии щита. Наконец, на границах ледникового щита происходит накопление моренных и водноледниковых отложений.

Намечаются, таким образом, четыре зоны формирования ледникового рельефа. В центральных районах Фенноскандии на­ходится область незначительного выпахивания - там местами сохранилась древняя кора выветривания. Ее окружает полоса интенсивного выпахивания, к которой приурочен Норвежский желоб, врезанный в дно Северного моря и залива Скагеррак, понижение средней Швеции (с озерами Венерн, Веттерн и Ме-ларен), Финский залив, северная низина Карельского перешей­ка, северная глубоководная часть Ладожского озера и, возмож­но, также северные заливы Онежского озера и Кандалакшский залив Белого моря. В этой области находятся массивы тех гор­ных пород, которые наиболее часто представлены в моренных отложениях. Это аландские порфиры, выборгские рапакиви (Вий-динг и др., 1971), соломенская брекчия (Мурчисон и др., 1849) и др. Юго-восточнее находится зона, в которой лед транспор­тировал включенный в него моренный материал.

Зона накопления моренных и водноледниковых отложений представляет собой главную моренную полосу. Валдайская воз­вышенность, входящая в эту зону, имеет в своем основании цоколь из коренных пород - моноклинальную возвышенность, сложенную карбоновыми известняками. На этом основании бы­ло высказано мнение, что именно рельеф коренных пород обу­словил накопление здесь ледниковых отложений. Но совпадение моренных возвышенностей с карбоновой куэстой, вероятно, слу­чайно. К ордовикской куэсте южного побережья Финского зали­ва и Ладожского озера, например, не приурочено накоплений ледниковых отложений. И, кроме того, многим моренным возвы­шенностям соответствуют не повышения, а впадины рельефа ко­ренных пород. Хотя рельеф коренных пород и оказывал некото­рое влияние на ледниковый рельеф, в основном последний опре­деляли закономерности развития самого оледенения.

Четыре зоны развития ледникового рельефа, концентричес­ки опоясывающие центр оледенения, - зоны консервации долед­никового рельефа, максимального ледникового выпахивания, транспортировки моренного материала и аккумуляции моренно­го материала - завершаются пятой зоной - развития приледни­ковых озер и долин стока ледниковых вод.

В последние годы подробно изучен механизм отступления ледников. Оно происходило с различной скоростью: во время межстадиалов ледники отступали относительно быстро, во вре­мя стадий - гораздо медленнее, а иногда вновь наступали. Большую роль во время отступления ледников играл мертвый лед, терявший сначала динамическую, а затем и физическую связь с основным ледниковым покровом. Глыбы мертвого льда, погребенные под покровом ледниковых отложений, сохранялись длительное время.

Ледниковый шит разделялся на отдельные лопасти. При стационарном положении ледника, когда он сохранял свои раз­меры не менее нескольких сот лет, лопасти в условиях равнин­ного рельефа Восточной Европы продвигались примерно на оди­наковые расстояния, а очертания края ледника оставались пра­вильными и плавными. Таковы границы максимальной (бологов-ской) и вёпсовской стадий и стадии салпаусселькя. Когда же ледник во время стадий задерживал свое отступление на очень короткое время, его граница становилась извилистой, а отдель­ные лопасти намного обгоняли остальные.

Граница максимальной стадии проведена на основе как гео­морфологических, так и стратиграфических данных: учтено по­ложение микулинских отложений, перекрытых мореной. Границы остальных стадий определены гораздо менее надежно. Важным косвенным признаком положения края ледника служат берего-

вые линии припедниковых озер. Изучение последних позволило внести некоторые поправки в карту границ ледниковых стаций. Обоснование этих поправок содержится в очерках об отдельных припедниковых озерах.

Во время отступления ледников большую роль в формиро­вании рельефа играли- отдельные ледниковые лопасти (Басали-кас, 1967). В депрессиях, которые они освобождали, возникали приледниковые озера. Друг от друга их отделяли межлопастные возвышенности, возникавшие на границе соприкосновения ледни­ковых лопастей. В Прибалтике известно несколько рядов таких возвышенностей.. Наиболее характерные из них это возвышенно­сти Ханья (Алуксненская), Отепя, Пандивере. Через седловины между возвышенностями осуществлялся сток из припедниковых озер.

Рельеф, сформировавшийся после валдайского оледенения, в дальнейшем претерпел лишь незначительные изменения. В ус­ловиях лесных ландшафтов, где отсутствует склоновый поверх­ностный сток : (Квасов, 1960), почти не было площадного смы­ва'. Линейная эрозия происходила только в руслах рек и ручьев. В районах, где не было изостатического поднятия, почти все долины сформировались уже к началу голоцена. Единственным исключением среди долин больших рек, по-видимому, является долина Сухоны. Но к северо-западу от линии-Клайпеда-Ленин­град-устье р. Водлы перестройка гидрографической сети еще не закончилась. Изостатическое поднятие привело здесь к трансгрессиям Ладожского.и Псковско-Чудского озер и образо­ванию в совсем недавнее время р. Невы.

2. Изменения климата

В 60-х годах прошлого века выдвинута гипотеза о том, что оледенениям соответствуют плювиальные (дождливые) эпохи в южных районах. Эта точка зрения до сих пор фигурирует во многих учебниках (Plint, 1971). На первых этапах изучения

Рис. 2. Валдайское (вислинское) оледенение северной Европы (по М.Г. Гросвальду и Л.Р. Серебрянному, 1970).

1 - максимальная стадия (у М.Г. Гросвальда и Л.Р. Се-ребрянного - нижневалдайское оледенение); 2 - вепсовская ста­дия (у М.Г. Гросвальда и Л,Р. Серебрянного - верхневалдай­ское оледенение); 3 - стадия салпаусселькя; 4 - современные ледники.

четвертичных отложений практически отсутствовали какие-либо методы их датировки. Поэтому любые признаки трансгрессий озер засушливой зоны или условий более влажных, чем совре­менные, рассматривались как одновременные оледенениям. Причиной трансгрессий считался только климат, а дру­гие их возможные факторы, в частности перестройка гидрографической сети, совершенно не учитывались. Впро­чем, и теперь их очень редко принимают во внимание. Между тем уже в 70-х годах прошлого века стали из­вестны факты, противоречащие представлениям о плювиаль­ных эпохах. Наибольший вклад и изучение этой пробле­мы внес выдающийся немецкий палеонтолог А.Неринг ( Nehring, 1890). Им было установлено, что в приледни-ковой области в начальные периоды оледенений водились северные олени, леминги и другие тундровые животные. Во вре­мя же максимальных и конечных стадий оледенений важное зна­чение в биоценозах приобретали степные животные - лошади, сайгаки, суслики, тушканчики. Исследования последних лет пол­ностью подтвердили выводы А.Неринга (Вангенгейм, Равский, 1965).

В последние годы получены многочисленные палеоботани­ческие данные, позволяющие судить о характере растительнос­ти во время оледенений. В 20-30-х годах в составе спорово-пыльцевых спектров приледниковой растительности было обна­ружено присутствие большого количества пыльцы ивы. Весь спектр в связи о этим интерпретировался как характеризующий тундровую растительность* Но в конце 40-х годов В.П.Гричук доказал, что за пыльцу ивы принималась пыльца полыни (Гри-чук, 1951).Это открытие имело принципиальное значение. Ока­залось, что рядом с ледником, наряду с элементами тундровой флоры были широко представлены также элементы степной фло­ры. Такие ландшафты почти не имеют современных аналогов -это был совершенно особый тип ландшафтов - тундро-степи, или аридные приледниковые ландшафты. Позднее было установ­лено, что во время оледенений имела место закономерная сме­на ландшафтных условий ( М.П.Гричук, В.П.Гричук, 1960). В начальный период оледенений преобладали представители тун­дровой флоры, а во время максимального распространения лед­ников и в особенности в конечный период оледенений - степ­ной флоры. Эта закономерность подтверждается всеми иссле­дованиями, приводимыми в последнее время (Гитерман и др., 1968; Prenzel, 1968;Hammen et al., 1971). Выявлена зо­нальность растительного покрова в разные периоды плейстоце­на. Во время максимумов оледенений лесная зона исчезала в пределах практически всех равнинных территорий Северной Ев­разии. Аридные приледниковые ландшафты переходили в ланд-

шафты лесостепного типа, которые дальше на юг и юго-восток сменялись ландшафтами степного типа. Для „плювиальных" ландшафтов не оставалось места.

На климатические условия, господствовавшие во время оледенений, указывают также данные по стратиграфии лёссов. Несмотря на разногласия по вопросу о происхождении мате­ринской породы лёсса, практически все сходятся на том, что лёссы накапливались во время оледенений, • а их характерные признаки приобретены как результат выветривания в условиях

сухого и холодного климата.

В течение многих лет неоспоримым считалось соответст-^

вие во времени оледенений и плювиальных эпох Сахары. Теперь же общепризнано, что последняя плювиальная ее эпоха имела место в период климатического оптимума голоцена, в ледни­ковое же время условия там были еще более засушливыми, чем теперь (Капо-Рей, 1958). В пределах Ближнего Востока в на­чальный период оледенений условия были относительно влажны­ми, а в -конце - весьма засушливыми ( Butzer, 1958). Засуш­ливые условия господствовали в ледниковое время в пределах всей средиземноморской области (Hammen et al, 1971). Ре­конструкция палеоклиматов Африки и Южной Америки, приведен­ная Р.В.Фэйрбриджем (1968; Pairbridge, 1970), показала, что засушливые условия существовали там именно во время оледенений. К такому же выводу пришли исследователи Брази­лии ( Bigarella, Andrade, 1965), Австралии ( Bowler, Hatnada, 1971; Jessup, Norris, 1971) и других районов. В последние годы появилась возможность датировать бе­реговые линии древних озерных бассейнов, а значит более обо­снованно судить о соотношении трансгрессий и оледенений. Ис­следования истории древних озер Лохантон, Бонневиль и дру­гих, находившихся в западной части Северной Америки ( Mor­rison, 1964, 1965; Broecker, Kaufman., 1965), снова по­казали, что их трансгрессии были синхронны оледенениям. Эти озера расположены к юго-западу от ледникового щита, кото­рый не препятствовал поступлению влаги с западными ветрами умеренных широт. Но в Старом Свете ледники занимали всю его северо-западную часть; они препятствовали широтной цир­куляции в умеренных широтах и сильно уменьшали поступление влаги в районы, расположенные к востоку и югу от них. Поэто­му трансгрессии бессточных озер происходили здесь в межлед­никовые, а не в ледниковые эпохи. Именно так шло развитие оз. Чад ( М. Servant, S. Servant, 1970). Данные о транс­грессиях Каспийского моря нельзя без специального анализа ис­пользовать для палеоклиматических реконструкций: его водосбор­ный бассейн испытывал сильные изменения, а сам Каспий времена ми превращался в сточное озеро или соединялся проливом с Чер-

номорским бассейном. Вопросы истории Каспия будут подробно рассмотрены ниже. Трансгрессия Арала происходила в голоцене, в,это время Арало-Сарыкамышский бассейн имел сток по Уз-бою; в ледниковое время уровень Арала стоял ниже современ­ного.

Значительный интерес -представляют материалы по круп­ным озерам востока Средней Азии и Казахстана. В котловине оз. Зайсан известны террасовые уровни, расположенные на 100 м выше уровня самого озера, которые оконтуривают пло­щадь около 20 тыс. км . Образование этих террас не связано с изменениями климата; по-видимому, в недавнем геологичес­ком прошлом не существовало долины прорыва Иртыша (выше устья р. Бухтармы). Анализ водного баланса Зайсанской кот­ловины показал, что при отсутствии стока из нее и в услови­ях современного климата занимающее ее озеро имело бы уро­вень на 100 м выше уровня современного Зайсана (Квасов, Се­ливестров, 19616). Таким образом, наличие террас на склонах Зайсанской котловины отнюдь не свидетельство существования в прошлом более влажных климатических условий, чем совре­менные.

Расположенное в пустыне оз. Балхаш обладает очень низ­кой соленостью, для формирования которой нужен небольшой промежуток геологического времени - не более 4 тыс. лет (Тарасов, 1961). По-видимому, в середине голоцена озеро, су­ществовавшее до этого в Илийской котловине, получило сток на запад через низкое плато Карой. Глубинная эрозия привела к образованию Капчагайского ущелья и к спуску Илийского озера. В результате образовалась р. Или и оз. Балхаш. До • среднего голоцена, вероятно, господствовали более засушливые условия, в противном случае спуск Илийского озера произошел бы гораздо раньше (Квасов, 1959).

Весьма подробно изучена палеогеография Иссыккульской котловины. Все исследователи отмечают следы высокого стоя­ния уровня Иссык-Куля (примерно на 50 м выше современного), а также признаки того, что р. Чу прежде впадала в Иссык-Куль. Сопоставление этих фактов (Квасов, Селивестров, 1961а) навело на мысль о том, что именно дополнительный приток по р. Чу и был причиной высокого стояния уровня озера. Таким образом, и на Иссык-Куле террасы фиксируют не изменение увлажненности, а перестройку гидрографической сети. В послед­ние годы на Иссык-Куле производились подробные палеогеогра­фические исследования (Алешинская и др., 1971). Их основным выводом явилось утверждение, что „в районе Иссык-Куля эпо­хи похолодания были также эпохами увлажнения климата" (стр. 151). Однако материалы, полно и подробно опубликованные в

монографии, а также другие данные позволяют усомниться в этом выводе. Прежде всего сомнительна принадлежность к среднему плейстоцену верхнего террасового уровня (абс. высо­ты 1660-1680 м); находки в его отложениях палеолитических стоянок, относящихся к мустьерской культуре, свидетельству­ют скорее о межледниковом (микулинском) или ранневалдайском возрасте. Определение возраста бессточного Иссык-Куля
по изотопному отношению U234 / U238 _ 10 тыс, лет назад -

также склоняет к мысли о межледниковом возрасте террасы. Средний террасовый уровень (абс. высота < 1640 м) имеет одну радиоуглеродную датировку - около 26 тыс. лет назад, .₄ которая пока не может считаться надежной. Возможно, эта терраса фиксирует один из этапов снижения уровня за счет эрозии р. Чу в конце межледникового времени или во время одного из ранних межстадиалов. Наконец, низкий террасовый уровень (абс. высота < 1620 м, около 10 м над уровнем озе­ра) сформировался уже в голоцене. Вместе с тем в промежут­ках времени между формированием террас уровень озера стоял весьма низко. Об этом свидетельствуют особенности подводно­го рельефа.

Оледенения не сопровождались плювиальными эпохами в южных районах; на всей территории северной Евразии им соот­ветствовали холодные и сухие условия. Аридность климата воз­растала в конце оледенений.

В начале голоцена(около 9 тыс. лет назад) установились, климатические условия, подобные современным. В середине голоцена, во время так называемого климатического оптимума, господствовал несколько более теплый климат, чем теперь. Это не оказало, однако, никакого заметного влияния на крупные озера, уровень которых определялся положением порогов стока. Уровень внутренних морей, связанных с мировым океаном, зависел от. изменений климата. Последние оказывали значи­тельное влияние только на историю Каспийского моря.

Глава III

ПРИ ЛЕДНИКОВЫЕ ОЗЕРА (Общие положения)

1. Закономерности формирования приледниковых озер

Приледниковые озера образуются в результате запружива­ния ледником рек, текущих в направлении, противоположном на­правлению движения льда. Озеро повышает свой уровень до тех пор, пока он не достигнет высоты самой низкой части водораз­дела, окружающего бассейн реки, откуда и начинается сток из озера. Порог стока озера может сильно понизиться в резуль­тате глубинной эрозии. Сток осуществляется или вдоль самого края ледника, или по долинам, параллельным ему, или, наконец, в противоположном направлении - через главный водораздел, разделяющий бассейны рек, текущих в северные и южные моря. Если ледники движутся в том же направлении, что и реки, то приледниковых озер не образуется. В реки тогда поступает значительное количество наносов и в их долинах возникают флювиогляциальные террасы. Именно такая картина наблюдает­ся в предгорьях Альп. К сожалению, закономерности, свойст­венные 'этому району, часто механически распространялись на районы с совершенно иными условиями. Если реки текут в на­правлении, противоположном направлению льда, но водоразделы между ними низкие, могут возникнуть мощные потоки, направ­ленные вдоль края ледника. Широкие долины таких потоков(ур-штромы, или прадолины) встречаются в пределах низменностей,

примыкающих к южному берегу Балтийского моря. Существуют, таким образом, три.типа приледниковой гидрографической сети. Первый из них можно назвать восточноевропейским, второй -альпийским и третий - южнобалтийским. В пределах Восточно-Европейской равнины наиболее широким распространением поль­зовались приледниковые озера. Существовала только одна пра-долина - Вильнюсская. Остальные долины играли роль коротких протоков между озерами.

Во время максимума оледенения и в период отступления в приледниковой области господствовали аридные климатичес­кие условия - испарение с водной поверхности превышало осад­ки. Некоторые озера, не получавшие ледникового питания, ве­роятно, были бессточными, но возможность существования бес­сточных приледниковых озер весьма маловероятна. В состав их водосборного бассейна входили значительные секторы леднико­вых щитов, благодаря чему озера получали большое ледниковое питание, которое компенсировало дефицит влаги, образовавший­ся в результате превышения испарения над осадками. В итоге, практически все приледниковые озера были сточными, а их уровни определялись высотой порогов стока. И другие факторы могли повлиять на уровень лишь в том случае, если их дейст­вие приводило к изменению высоты порога стока (относитель­но берегов озера). Так, глубинная эрозия вызывала уменьше­ние высоты порога стока, а изостатическое поднятие могло ее увеличить. Наиболее резкие повышения уровня происходили из-за вынужденной смены порога стока: при наступлении ледник закрывал одни и накапливающаяся вода искала выхода через другие - более высокие. При отступлении ледников освобожде­ние все более низких порогов стока вызывало снижение уров­ней приледниковых озер.

В пределах Восточно-Европейской равнины приледниковые озера могли существовать только к северу от главного водо­раздела. Многочисленные факты свидетельствуют, однако, что приледниковые озера были широко развиты также и к югу от современного главного водораздела. Это навело на мысль, что в доледниковое время главный водораздел проходил гораздо южнее, чем теперь (Квасов, 1963). Вероятно, он шел по Укра­инскому кристаллическому щиту, Донецкому кряжу и Доно-Мед-ведецкому валу (рис. 3). Гидрографическая сеть севера и севе­ро-запада Восточно-Европейской равнины коренным образом от­личалась от современной.

В последние годы эти теоретические выводы получили под­тверждение в материалах геологических исследований (Квасов, Малаховский и др., 1973), В дочетвертичное время происходи­ла весьма глубокая, но относительно кратковременная регрес­сия мирового океана, вызванная планетарными тектоническими

Рис. 3. Схема гидрографии Восточно-Европейской равнины в доакчагыльское время (по Д.Д. Квасову, 1963).

1 - современный главный водораздел; 2 - положение глав­ного водораздела в конце неоге­на; 3 - положение других водо­разделов; 4 - направление стока.

процессами. Реки, базис эрозии которых резко снизился, образо­вали узкие и глубокие долины, тальвеги которых находятся на несколько сот метров ниже сов­ременного уровня моря. Позднее долины были заполнены четвер­тичными отложениями и ныне часто совершенно не выражены в рельефе. В доледниковое время не существовало Балтийско­го и Белого морей и Ладожского и Онежского озер; на севе­ре и северо-западе Восточно-Европейской равнины озера вооб­ще были крайне немногочисленными. Балтийский кристалличес­кий щит окаймлял две крупные речные системы (рис. 4, см. вклей­ку). Одна из них дренировала территорию современной Прибалтики и, вероятно, также Днепровскую синеклизу. Сток со всей этой тер­ритории имел общее западное направление. Другая система на­ходилась в пределах Московской синеклизы; общее северное направление стока господствовало в пределах современных во­досборных бассейнов Невы, верхней Волги (выше Казани) и, вероятно, также верхнего Дона.

К концу среднего плейстоцена главный водораздел пере­местился к северу - в пределы главной полосы краевых обра­зований среднеплейстоценового оледенения, которая проходит по Белорусской, Смоленско-Московской и Галичско-Чухломской возвышенностям и Северным Увалам. На западе микулинскйй водораздел проходил несколько севернее современного (см. рис. 56, а, стр. 220), Верховья Зап. Буга (выше Дрохичина), Щары (выше Слонима) и Немана (выше пос. Столбцы) принадлежали тогда к водосборному бассейну Днепра, Далее к востоку мику­линскйй водораздел проходил южнее современного. Общее се­верное направление стока господствовало тогда в пределах во­досборных бассейнов верхней Березины (выше Борисова) и верхнего Днепра (выше Орши, точнее,выше пос, Копысь).Весь

водосборный бассейн Волги выше г. Плёса, где река прорезает -юго-западные отроги Галичско-Чухломской возвышенности, находился в микулинское время к северу от главного водораз­дела. Только в таких условиях могла сформироваться обширная система приледниковых озер в Костромской, Молого-Шекснинской"и других низинах.

В пределах западной и центральной частей Северных Ува­лов современный водораздел совпадает с микулинским. Но в Приуралье последний проходил гораздо южнее современного. Современное верховье Камы, выше устья р. Вишеры, принадле­жало и водосборному бассейну Вычегды; сток на северо-запад шел тогда по Кельтминской сквозной долине. Во время средне-четверт.ичного оледенения ледниковые воды из водосборных бас­сейнов Вычегды и Печоры поступали не в верхнюю Каму, а. в р. Вятку по сквозной долине в районе г, Кирса. Долина про­рыва на Каме выше устья р. Вишеры образовалась, вероятно, только в валдайское время. К водосборному бассейну Вычегды в микулинское время принадлежали также верховья р. Колвы (приток Вишеры) севернее Полюдова кряжа. На берегах доли­ны прорыва р. Колвы там находятся две горы с характерными названиями - Дивий Камень и Боец. Сток из водосборного бассейна верхней Колвы поступал в Вычегду через р. Нем. До­лины Березины, Днепра, Волги и Камы, пересекающие микулин­скйй главный водораздел, образовались во время валдайского оледенения. По ним происходил сток из приледниковых озер. Можно наметить четыре основных района распростране­ния приледниковых озер (рис, 1). На западе Восточно-Европей­ской равнины в пределах верхних частей водосборных бассей­нов Немана (Нямунаса), Березины, Днепра и Зап.Двины (Дау­гавы) во время максимальных стадий валдайского оледенения существовало несколько обособленных друг от друга приледни­ковых озер и одна прадолина. В центральных районах прилед-никовые озера сообщались между собой при помощи проливов, образуя единую Верхневолжскую озерную систему; в ее состав входил также бассейн Сухоны, нижнее течение которой пе­ресекал местный водораздел. На севере приледниковые озера достигали наибольшего распространения после соединения Скан­динавского и Уральско-Новоземельского ледниковых щитов. Озера продолжали существовать до тех пор, пока ледники не покидали низовья Сев.Двины и Онеги. Наконец, в Прибалтике на территории, ограниченной с юго-востока главной полосой краевых образований валдайского Оледенения, приледниковые озера существовали во время отступления ледников.