Квасов Д.Д. Позднечетвертичная история крупных озер и внутренних морей Восточной Европы. Изд-во Наука. ЛО. Л.. 1974. 278 с. 7 страница

Интересно отметить, что Пинега и Мезень (в месте впа­дения Вашки) соединены сквозной долиной северо-восточного направления, по которой теперь текут в противоположные сто­роны две небольшие речки с одинаковыми названиями - Ежуга. водораздел между ними находился на высоте порядка 80-90 м, еще. дальше на северо-восток ведет долина между Мезенью и

Пезой, занятая речками Ирасой (приток Мезени) и Зубачем (приток Пезы), с высотой водораздела около 80 м; Наконец, между Пезой и Чешской губой также имеется сквозная долина, по которой текут речки Солосора (приток Пезы) и Ома (впа­дает в Чешскую губу). Наличие в долинах Пезы и Омы общего террасового уровня отмечал Ю.Л.Рудовиц (1947). Этим путем, вероятно, происходил сток на северо-восток вдоль края ледни­ка из приледниковых озер в водосборных бассейнах Сев, Дви­ны и Мезени во время вепсовской стадии. Уровень озер состав­лял около 80-90 м (рис. 12, Б). Между Скандинавским и Ба~ ренцево-Новоземельским щитом к этому времени образовался промежуток, через который мог происходить сток.

4. Бассейн Печоры

Еще недавно господствовало представление о том, что в валдайское время ледники, распространявшиеся из Новозе-мельского центра, достигали возвышенностей Большеземель-ской и Малоземельской тундр и в районе северо-западного конца Тиманского кряжа или п-ова Канин соединялись со Скан­динавскими ледниками. Однако за последние годы большинство исследователей этого района изменило свою точку зрения. Те­перь предполагается, что здесь были не оледенения, а морские трансгрессии и моренный материал разносился по морю плава­ющими льдами. Признавая большую часть фактов, приводимых маринистами, нельзя согласиться с их интерпретацией. У Скандинавского ледникового щита центр находился в области распространения докембрийских кристаллических пород, а пе­риферия - главным образом палеозойских. Новоземельским же ледникам, чтобы достичь юго-восточного побережья Баренце­ва моря, приходилось пересекать его акваторию. В состав мо­рены, захваченной ледником, вовлечены были и морские осад­ки, образовавшиеся во время предыдущего межледниковья и в доледниковое время. Отсюда и находки морской фауны в море­нах» Особенно часто встречаются фораминиферы₈ которые об­ладают прочными раковинами, не разрушающимися при переот­ложении. Это и целый ряд других соображений не позволяют присоединиться к новой точке зрения, .поэтому анализ валдай­ской истории Печорского¹ приледникового озера проводился на основе традиционных представлений.

Даже среди сторонников ледникового генезиса валунных суглинков не существует-единой точки зрения о границах вал­дайского оледенения в бассейне Печоры. Между тем рельеф Большеземельской и Малоземельской тундр весьма выразите-

Рис. 13. Изменение водосборного бассейна р. Вычегды.

I - водораздел, существовавший в микулинское время, II -современный водораздел (показан там, где он не совпадает с ми-кулинским), Ц! - направление стока в микулинское время, 1У -современное направление стока, У - сквозные долины и долины прорыва.

Цифры в кружках:1- сквозная долина Ирва-Елва; 2 - Косланская долина прорыва на р. Мезени; 3 - сквозная долина, истоки Мезени-Елва; 4 - долина прорыва в верховьях р. Мезени; - сквозная долина Ухта-Вымь; 6 - долина прорыва в среднем те­чении р. Ухты; 7 - Кельтминская сквозная долина; 8 - долина прорыва на р. Каме выше устья р. Вишеры; В - сквозная долина, верхняя Печора-котловина в бассейне р. Березовки- р, Нем; 10 - долина Вишерки и Березовки, направление течения которых было в микулинское время противоположным современному; 11 - долина прорыва р. Колве ниже устья р, Вишерки.

лен. Здесь отчетливо прослеживаются ледниковые лопасти, межлопастные возвышенности, гпяциодепрессии, полосы краевых образований. За неимением другого выхода попробуем восста­новить положение края ледника самостоятельно.

Новоземельские ледники проникали в бассейн Печоры не­сколькими лопастями (рис. 12, А). Особенно далеко на юг вдава­лась Нижне-Печорская лопасть. Она доходила до Усть-Цильмы и ограничивалась с юго-запада Тобышской возвышенностью, а с юго-востока - возвышенностями Сосвинской Мусюр и Синдей-мусюр. Вдоль Печоры (между устьями Цильмы и Супы) и ни­зовьев ее притоков Супы и Шапкина находится обширная низи­на, которую можно рассматривать как гляциодепрессию. С се­вера ее ограничивает другая полоса краевых образований, пе­ресекающая Печору у с. Великовисочного. К северу от этой полосы находится Нарьянмарская депрессия, куда отступали ледники Нижне-Печорской лопасти.

Восточнее Нижне-Печорской находится Лайская лопасть, ограниченная размытой грядой, с которой на север текут реч­ки в приток Лай Юръяху, а на юг - непосредственно в Печору, Еще восточнее находится Колвинская лопасть, краевые образо­вания которой изучены А.С.Лавровым ( 1966). Ее гляциодепрес-сия занята водосборным бассейном р. Колвы(печорской). Се­вернее краевые образования Колвинской и Нижне-Печорской ло­пастей непосредственно соединяются между собой, образуя значительную межлопастную возвышенность, в состав которой входят Белужий Мусюр, Табровхой и другие более мелкие гряды. К северу находится Паэяхская депрессия, в которую отступала Колвинская лопасть. Паэяхскую и Нарьянмарскую депрессии разделяет небольшая, но высокая возвышенность -Ангурей-мусюр. Наконец, еще восточнее находится Адзьвин-ская лопасть, занимающая бассейн Адзьвы. Она соприкасалась с ледниками, спускавшимися с Сев. Урала и Пай-Хоя. К се­веру от нее находится депрессия, отделенная от Адзьвинской возвышенностью Верга-мусюр. Центр этой депрессии занят Хай-пудырской губой. Сюда отступали ледники Адзьвинской лопасти.

Намечаются две полосы краевых образований. Южная из них, отвечающая максимальному продвижению валдайских лед­ников, находится непосредственно к северу от субширотного участка Печоры и нижней Усы. Другая полоса, сопоставляемая с вепсовской стадией, идет через Малоземельную тундру и возвышенности Семужий Мусюр, Белужий Мусюр, Верга-мусюр.

Результаты вышеприведенного теоретического анализа распространения валдайского оледенения в бассейне Печоры в основном подтверждены детальными полевыми исследованиями, проведенными А.С.Лавровым (1973).

Формирование большой излучины Печоры связано с ее

ошюро волдайскими ледниками» Как писал И.И. Краснов (1947)» ее „долина представляет ряд широких котловин, соединен-х долинами прорыва. Широтный изгиб Печоры и наличие озеро-ных расширений свидетельствует о формировании долины в ериод отступления последнего ледникового покрова" (стр. 79). п довалдайское время сток из района Усть-Усы шел, вероят­но непосредственно на север. Субширотный участок Печоры -_эТо молодая долина: местами, например между Усть-Ижмой и Усть-Цильмой, _{в He}g обнажаются коренные породы.

Печорское приледниковое озеро находилось в пределах треугольника, ограниченного с востока - Уралом, с юго-запа- * па -. Тиманским кряжем и с севера - краем ледника. В качест­ве его порога стока обычно рассматривается сквозная долина Сев. Мылва-Юж, Мылва, соединяющая верховья Печоры и Вы­чегды и имеющая высоту около 145 м. Гораздо ниже (~ ПО м) водораздел между Цильмой и Пезой. Из находящегося на са­мом водоразделе Волочанского озера текут ручьи и на запад и.на восток, а резкий изгиб Цильмы наводит на мысль, что ее верхнее течение было прежде истоком Пезы.

В период отступления московского оледенения в Верхне-Печорской низине существовало приледниковое озеро с уров­нем порядка 150 м, сток из которого шел по Мылвинскому проливу; озера с такими уровнями могли занимать и более се­верные низины. Во время максимальной стадии валдайского оледенения Печорское озеро соединялось с Мезенско-Пинеж-ским озером с помощью пролива на водоразделе Цильмы и Пе­зы и имело уровень около 135 м. Когда уровень Мезенско-Пи-нежского озера упал до 80-90 м, Печорское озеро снизило уровень до 110 м ив соответствии с высотой водораздела на месте пролива. Наконец, когда ледники отступили до самого нижне­го течения Печоры, Печорское озеро исчезло, а из образовавшегося в пределах депрессии, освободившейся из-подо льда, Нижне-Печорского озера сток проходил по сквозной долине, занятой теперь нижним течением Сулы (приток Печоры), ее притоками Соймой и Индигой (впадает в Баренцево море к югу от о.Кол­гуев). Уровень озера при этом снизился приблизительно до 45 м.

В бассейне Печоры прослеживаются поверхности выравни­вания, имеющие выдержанные абсолютные высоты (Розанов, i968). Верхняя из них имеет высоту 130-150 м. По-видимому, с нижнем уровнем (130-140 м) этой поверхности можно связать максимальный уровень приледникового озера валдайского ремени. Следующая поверхность выравнивания с высотами по­рядка 90-110 м связана, возможно, с периодом, когда сток происходил по долине Цильма-Пеза,

Печорское приледниковое озеро подразделялось на несколь-Плёсов, Южнее Усть-Щугора находился Лебяжский плёс, на-

личие озерных отложений в пределах которого отмечалось В.В.Ламакиным (1948). При уровне около 135 м этот плёс распространялся также на район верховьев р. Ижмы. Ниже Усть-Щугора Печора протекает в долине прорыва, севернее которой начинается обширная низина, которая тянется вдоль Печоры от устья Ковжи до устья Цильмы. При стоянии уровня на от­метке около 135 м под водой здесь оказывались почти все водораздельные пространства, а при отметке порядка 110 м намечалось уже разделение на два плёса - Усть-Усинский и Усть-Ижемский.

Для истории бассейна Печоры огромное значение имеют данные по недавно открытым здесь палеолитическим стоянкам (Гуслицер, Канивец, 1965; Гуслицер, 1971). Они обнаружены в долине Печоры выше устья Ковжи. Стоянка Бызовая по ин­вентарю датируется начальным периодом верхнего палеолита (ориньяк-солютре). Радиоуглеродные датировки костей мамон­та - порядка 25 тыс. л.н. (Гуслицер, Лийва, 1972) - свидетель­ствуют о том, что стоянка существовала до максимума валдай­ского оледенения. Культурный слой стоянки обнажается в бере­говом обрыве Печоры в 10-12 м над ее уровнем и залегает на коренных породах. Выше культурного слоя находятся 11м „четко горизонтальнослоистых" (как пишет Б.И.Гуслицер) пе­сков. Такие пески могли сформироваться в приледниковом озере, уровень которого имел абсолютную высоту значительно бо­лее 70 м (на такой высоте находится бровка берегового обры­ва). Четко горизонтальнослоистые пески могли образоваться только при значительной глубине озера. Его валдайский воз­раст устанавливается, таким образом, совершенно определенно.

Отступление валдайских ледников привело к снижению уровня Печорского озера. Резкий спад уровня Нижне-Печорского озера, произошедший после отступления ледника от скло­нов Тимана, вызвал прорыв полосы краевых образований Нижне-Печорской лопасти в районе Усть-.Цильмы. Печорское озеро получило сток на север и также резко снизило свой уро­вень. Именно в этот период сформировалась современная до­лина Печоры, имеющая высокие крутые берега, К уровню Ниж-не-Печорского озера, вероятно, привязан уровень террасы на субширотном отрезке долины Печоры, имеющий высоту около 20-30 м над уровнем реки (Кальянов, 1936; Краснов, 1947).

Наличие озерно-ледниковых отложений в Нижне-Печор­ской гляциодепрессии отмечалось В.М.Янковским (1939), В Болыпеземельской тундре во время отступления ледников воз­никли и другие приледниковые озера. Крупное озеро, продол­жавшее, вероятно, существовать и в голоцене, занимало Кол-винскую депрессию. Озера были также в Адзьвинской, Косью-

РоговскооговскРР й, Лемвинской депрессиях. Две последние находятся в среднем течении р. Усы. В них происходило накопление ленточных глин (Данилов, 1966). В глинах найдены пресноводные переотложенные (по мнению И.Д.Данилова) морские диатомовые. а также пыльца и споры, спектр которых характерен для аридных приледниковых ландшафтов (Смирнова, 1966). Все крупные озера Болыпеземельской тундры (кроме Нижне-Печорского) получили сток на юг и юго-восток в направлении Сред­ней Печоры. Стоку на север препятствовал край ледника. Водораздел между притоками Печоры и реками, непосредственно впадающими в море, смещен поэтому в северном направлении. В ходе дальнейшего отступления ледников ото льда осво­бодились Нарьянмарская, Паэяхская и Хайпудырская депрессии. Прорыв между Нижне-Печорской и Нарьянмарской депрессиями привел к новому снижению базиса эрозии Печоры. Высокий обрыв в долине прорыва - это известное обнажение Вастьянский Конь. С этого момента Печора и ее притоки приобрели очертания, близкие к современным.

В заключение нужно отметить, что нарисованная здесь картина может рассматриваться только как рабочая гипотеза.

5. Сток из приледниковых озер по долине Камы

Во время микулинского межледниковья Кама глубоко вре­залась в отложения своей среднечетвертичной Ш надпойменной террасы (Горецкий, 1964). Это произошло несмотря на то, что водосборный бассейн Камы был меньше, чем теперь. Эрозии способствовала высокая водоносность, обусловленная влажным климатом межледниковья, и малый сток наносов, образованию которых препятствовала лесная растительность, Врезание рек в течение микулинского времени было характерно для всего Приуралья (Яхимович и др., 1970).

В валдайское время через Каму проходил сток леднико­вых вод. Они попадали в реку из обширной системы приледни­ковых озер, в которых аккумулировалась основная часть лед­никовых наносов. Часть наносов, попадавших в Каму, отлага­лась в ее долине, что привело к формированию П надпойменной террасы. Формирование надпойменных террас в это же время происходило и на реках, не получавших ледникового питания. Там оно было обусловлено уменьшением жидкого и ростом твердого стока. О возрасте П надпойменной террасы Камы можно судить по данным о верхнепалеолитической стоянке Талицкого в низовьях р. Чусовой (Бадер, 1957), Террасы этой

2 надпойменная терраса

Рис. 14. Схема соотношения террас низовьев р. Чусовой с археологическими памятниками (по О.Н.Бадеру, 1957).

1 - делювий, 2 - ископаемый торфяник₈ 3 - пой­менный аллювий, 4 - русловой аллювий.

Археологические памятники: 5 - мустье, 6 мадлен, 7 - мезолит, 8 - неолит, 9 - бронза, 10 – железо

реки непосредственно переходят в террасы Камы. Стоянка приурочена к нижней части отложений II надпойменной террасы и перекрыта аллювием мощностью 16 м (рис. 14). Возраст сто­янки - конец солютре-начало мадлена. Вышележащие отложе­ния образовались, вероятно, во время максимальной стадии вал­дайского оледенения. I надпойменная терраса формировалась в начале голоцена. На ее поверхности известны мезолитические стоянки.

6, Выводы1. Во время максимальной стадии валдайского оледенения, когда соединились между собой Скандинавский и Новоземельский ледниковые щиты, обширная система сообщавшихся между собой приледниковых озер возникала в свободных ото льда час­тях водосборных бассейнов Печоры, Мезени и Сев. Двины (без бассейна Сухоны) (рис. 12, А). Уровень озер находился на высоте 130-135 м, а сток из них шел по Кельтминской

сквозной долине в Каму. В водосборном бассейне р. Ваги существовало отдельное приледниковое озеро с уровнем около 150 м,имевшее сток в направлении Сухонского озера. Когда началось отступление ледников, Важское озеро соединилось с озерами в бассейне Сев, Двины и снизило свой уровень.

2. Когда во время вепсовской стадии образовался проме­жуток между Скандинавским и Новоземельским ледниковыми щитамИ, сток в северном направлении возобновился (рис. 12, Б).
Уровень озер в бассейнах Сев. Двины и Мезени снизился до
80-90 м, а в бассейне Печоры - до 110 м.

3. Отступление ледников вепсовской стадии вызвало об­разование Средне-Онегорецкого озера, в которое через Воже-Лаченскую низину стал поступать сток из Верхне-Волжской" системы приледниковых озер (рис. 11, А). Далее на северо-восток ледниковые воды стекали по долине, занятой теперь реками Емцой, Сев. Двиной (между устьями Емцы и Пинеги), нижней Пинегой и Кулоем. Приледниковые озера в бассейне Сев. Двины и Мезени исчезли. В бассейне Печоры продолжало су­ществовать еще некоторое время Нижне-Печорское озеро со сто­ком по сквозной долине Сойма-Индига (рис. 12, В).

4. Ко времени невской стадии сохранилось только Нижне-Онегорецкое приледниковое озеро (рис. 11, Б), которое имело сток в направлении устья Сев. Двины и далее по долине ниж­няя Пинега-Кулой. Это озеро исчезло только после освобожде­ния ото льда котловины Белого моря.

5. Глава YII

6. ПРИЛЕДНИКОВЫЕ ОЗЕРА ПРИБАЛТИКИ

7. На территории, ограниченной с юго-востока краевыми об­разованиями вепсовской стадии, а с северо-запада и севера -берегами Балтийского моря и Ладожского озера, в период от­ступления ледников возникли обширные и сложные системы при-ледниковых озер.

8. 1. Бассейны нижнего Нямунаса, Преголи и нижней Вислы

9. Приледниковые озера юго-западной Литвы, Калининград­ской области и северо-восточной Польши изучены чрезвычай­но подробно. Собрано много данных об их отложениях, берего­вых линиях, связи озер с краевыми образованиями и т д Тру" дами А.Б.Басаликаса (1967, 1970; Basalykas, 1962, 1965) и его последователей на примере этого района разработана ос­нова методического подхода к вопросам истории приледниковых озер.

10.В ходе отступления ледников в первую очередь освобо­дились гляциодепрессии, занятые до этого отдельными ледни­ковыми лопастями. В пределах депрессий возникали небольшие приледниковые озера, ограниченные основной водораздельной грядой краевых образований, межлопастными массивами и кра­ем ледника. Пороги стока этих озер находились на перевалах " гряды или в седловинах, разделявших гряду и межлопастные массивы, или, наконец, непосредственно у края ледника _ между

11.ним и склоном межлопастного массива. Озера имели раз-дачные уровни: в пределах Литвы - от 140 до 180 м, далее к западу - постепенно снижающиеся. Сток из озер шел или через перевалы гряды, или из одного озера в другое вдоль края ледника. И в том и в другом случае он в конце концов попадал в Вильнюсско-Варшавскую прадолину.

12.По мере дальнейшего отступления ледника до линии, кра­евых образований южнолитовской фазы из-подо льда высвобо­дились депрессии Вевис-Шервинтос и Бальберишкес-Симпас, которые заняли относительно большие озерные бассейны (рис. 15, А). Эти бассейны существовали, вероятно, и во вре­мя наступления валдайского оледенения, о чем свидетельству­ют озерно-ледниковые отложения, перекрытые мореной (Гайгалас, Мицас, 1967). Над мореной залегают ленточные глины, в которых отмечено до 280 годичных лент (Гуделис, Микайла, 1960). Вевисское приледниковое озеро вначале имело уровень более 132 м, а сток из него шел на юго-восток по долине, где теперь протекает Нярис, и далее в Вильнюсскую прадоли­ну (Kudaba,1962). Уровень стока фиксируется террасовым уровнем высотой 132-140 м.

13.Отступление ледника в междуречье Нярис-Нямунас при­вело к тому, что Вевисское озеро соединилось с Бальбериш-кесским - образовалось Нижне-Нямунасское приледниковое озе­ро (рис. 15, Б). Его уровень установился на высоте 126 м. Река Нярис в это время приобрела ниже Вильнюса свое сов­ременное северо-западное направление, что зафиксировано соответствующим террасовым уровнем (Kudaba, 1962). Сто­ку на запад из приледникового озера препятствовала Сувалк-ская возвышенность. Поэтому он шел на юг по долине Няму-toca и далее по прадолине. Порог стока озера находился в районе Августова.

14.После отступления ледника от Сувалкской возвышенности Нижне-Нямунасское приледниковое'озеро соединилось с неболь­шим подпрудным бассейном, существовавшим в верховьях р. Анграпы, сток из которого шел на юг через район больших Мазурских озер (Мамры, Негоцин, Миколайкское, Снярдвы -все они имеют уровень 116 м). Уровень всей системы прилед­никовых озер снизился в соответствии с высотой нового по­рога стока (рис. 15, В).

15.Существовало мнение, что первоначально уровень Мазур­ских озер стоял очень высоко - на 16 м выше современного. Это мнение было убедительно опровергнуто Е.Кондрацким (Kondracki, 1952). Он показал, что высокая терраса имеет относительные превышения не более 8-10 м. Ее отметки не­сколько понижаются в южном направлении. Это наводит на

Рис. 15. Приледнико-вые озера и долины стока ледниковых вод в водосбор­ных бассейнах нижнего Ня-мунаса, Преголи и нижней Вислы.

А - южнолитовская стадия; Б,В»Г, - отступле­ние ледников южнолитовской стадии; Д - среднелитовская стадия;

Е ,Ж - отступление ле­дников среднелитовской ста­дии; 3 - северолитовская (лужская ) стадия.

Цифры в кру ж-к а х: 1 - Вёвисское озеро; 2 - Бальберишкесское озе­ро; 3 - Вильнюсско-Варшав-ская пра долина; 4 - сток по долине р. Нярис в пра-долину; 6 — сток по долине р. Нямунас в пра долину; 6 - Верхне-Неманское озе­ро; 7 — Нижне-Нямунасское озеро; 8 - котловина Боль­ших Мазурских озер; 9 — сток по р. Писе в прадоли-ну; 10 - озеро в Семпополь-ской низине; 11 - прадолина Горунь-Эберсвальд; 12 -сток по р. Дрвеце в пра— долину; 13 - Грудзёндская котловина; 14 - сток по до­лине нижней Вислы в прадо-лину; 15 - сток по р. Швян-тойи; 16 - Верхне-Вянтское озеро; 17 - сток по р. Ду-бисе; 18 - озеро в бассей­не р. Пасленки; 19 - Нижне-Висленское (Жулавское) озеро; 20 - Ня-Мунасско-Гданьское озеро; 21 -сток по нижнему Нямунасу, 22 -пра­долина Реда-Леба; 23 - Верхне-Бартское озеро; 24 -сток по р. Ми­нин; 25 -озеро Юра-4Ляшупе; 26 -сток по долине Инструч-Лреголя; 27 -Кашубская прадолина и ее подводное продолжение; 28 - Слупская прадолина; 29 - Одрско-Борнхольмское озеро.

мысль о том, что терраса не является озерным уровнем, а представляет собой зандровую поверхность, формировавшуюся когда край ледника стоял еще около оз. Мамры. На юге эта поверхность непосредственно переходит в обширную 'зандровую равнину, тянущуюся до самого Нарева. В то время котловины озер были заполнены мертвым льдом и не выражены в релье- 1 фе. На дне озер подслоем илов обнаружены торфяники алле-рёдского возраста, которые образовались на суше (Венцков-ский, 1967). Ко времени отступления ледника от Сувалкской возвышенности погребенный лед мог частично растаять, а вы­сота перевала через Мазурскую возвышенность - опуститься до уровня I озерной террасы, расположенной на высоте 3-4 м над современным уровнем озер, или на абсолютной высоте 120 м.

А.Б.Басаликас (1967) отмечает наличие озерного уровня высотой около 115 м на северо-западных склонах Балтийской гряды. Этот уровень, однако, выражен не очень четко: вероят­но, приледниковое озеро довольно быстро вновь регрессирова- Ц ло. В это время в долине прорыва Нямунаса через Балтийскую гряду установилось современное направление течения. Сток ледниковых вод через Бебжу и верхний Нарев прекратился. Теперь они попадали в прадолину только через Пису, вытекающую из больших Мазурских озер и имеющую долину весьма значительной ширины (Bogacki, 1965).

В дальнейшем ото льда Освободилась возвышенность западнее нижнего течения р. Анграпы. К Нижне-Нямунасском озеру присоединилась Семпопольская низина, которая продолжалась на запад в бассейн верхнего течения р. Паслёнки. По­рог стока переместился на водораздел Паслёнки и Дрвецы, имеющий высоту порядка 100 м. На этой отметке и установился уровень приледникового озера (рис. 15, Г). На важное значение долины Дрвецы как пути стока ледниковых вод указывал В.Неверовский (Niewiarowski, 1969). Вероятно, по ней шел сток из Нижне-Нямунасского озера. В бассейне среднего течения р. Лыны, дренирующей Сем-попольскую низину, установлены озерно-ледниковые отложения до отметки 92 м, а также береговые линии на высотах 92,86, 72-74 и 50-52 м (Berninger, 1923). Верхний уровень рас­сматривался как граница наибольшего распространения прилед­никового водоема. Однако выше 92 м находятся моренные рав­нины со сглаженным или даже совсем ровным рельефом. Ве­роятно, они подверглись абразии, осадконакопление же проис­ходило в более глубоких частях озер. Террасовые уровни вы­сотой 105-110, 90-95 и 80 м отмечаются также в южной части Браневской низины (Dauksza, 1972),

В пределах Литвы озеро, несмотря на снижение уровня, сильно увеличило свою площадь за счет территории, освободившейся ото льда. Береговая линия прослеживается здесь на высоте около 102 м. Реки Нярис и Нямунас, впадавшие в озеро образовали значительные песчаные дельты.

Когда ото льда освободилась седловина к юго-востоку от Эльблонгской возвышенности, уровень бассейна в верховьях р. Паслёнки снизился, а водораздел между ней и Лыной (запад­нее г. Лемборка-Варминского), имеющий высоту порядка 80 м, освободился из-под воды. Сюда, вероятно, переместился порог стока Нижне-Нямунасского озера, что вызвало новое снижение его уровня» (рис. 15, Д). Далее сток шел вдоль самого края ледника и достигал современной долины Вислы несколько ни­же устья р. Вежицы. По нижней Висле воды приледниковогр озера, вероятно, попадали в прадолину Торунь-Эберсвальд (за­падное продолжение Вильнюсско-Варшавской прадолины). Пред­положение об обратном стоке в долине прорыва нижней Вислы «возникает по аналогии с долинами прорыва Нямунаса и Ня-риса. Уровень прадолины в районе Фордона, куда впадал приток, текущей вдоль нижней Вислы, составлял в это время 70 м (Galon, 1961, 1968). П. Зоннтаг ( Sonntag, 1914) опи­сал террасовые уровни высотой около 75 м в районе Грудзёнд-за. Отмечены они и на юго-восточных склонах Эльблонгской возвышенности ( Roszko, 1969; Dauksza, 1972),где их высо­ты составляют около 80 м. Все это свидетельствует о вероятном стоке в направлении район южнее Эльблонга-Грудзёндз-Фордон. В Литве в это время сформировались хорошо выраженные в рельефе краевые образования Вилькишской гряды, пересекаю­щей современное течение р. Нямунас ниже устьев рек Юра и Шяшупе. Эта гряда продолжается в Калининградскую область "вдоль северо-западных берегов р. Инструча. От основной части водоема в это время отделился залив в районе г. Каунаса, ог­раниченный с запада Вейвярской грядой. В пределах залива находится значительная область распространения ленточных глин - Каунас-Кайшадорис (Гуделис, Микайла, 1960), в толше ко­торых насчитывается до 230 годичных лент. Глины накапливались, вероятно, во время предыдущих этапов существования приледнико­вого озера (уровни <ч>102и «у 115 м), когда в этом районе были еще довольно значительные глубины. При уровне 80 м сформирова­лись обширные дельтовые равнины в районах, где в то время в озе­ро впадали Нярис, Нямунас и Швянтойи, а также ниже пересечения Нямунасом Вейвярской гряды. Другая область распространения лен­точных глин - Юра-Шяшупе - находится восточнее Вилькишской гря­ды. В них насчитывается до 270 годичных лент.

В ходе дальнейшего отступления ледников освободилась ото льда низина Жулавы, занятая теперь дельтой Вислы. Лед-

ники отошли также от Эльблонгской возвышенности и от воавыЛ шенности северной Вармии. Гданьское приледниковое озеро, об­разовавшееся в низовьях Вислы, соединилось в это время с Нижне-Нямунасским озером. Образовалось единое Нямунасско-Гданьское приледниковое озеро (рис. 15, Е). Его уровень установил­ся на высоте 60 м. Порог стока озера мог находиться в пределах прадолины Торунь-Эберсвальд, в районе Быдгощи. Более вероятно однако, что к этому времени нижняя Висла уже приобрела сов­ременное направление течения ( G-alon, 1968). Ив таком случае единственно возможным путем стока из Нямунасско-Гданьско-го озера был путь по прадолине Реда-Леба. Б. Августовский (Augustowski, 1965) отмечает присутствие в этой долине тер­расового уровня высотой 60 м, во время формирования которо­го сток происходил в западном направлении (рис. 16). Однако Я.Сильвестрак (Sylwestrak, 1972)считает, что разница в уровнях западной и восточной частей прадолины - соответст­венно 50 и 42,6 м - указание на восточное направление стока. Но в этом случае Нямунасско-Гдатяьское приледниковое озеро должно было бы быть бессточным, что весьма маловероятно. Поэтому следует отдать предпочтение точке зрения Б.Августов-ского.

Снижение уровня озера до 60 м сильно сократило его пло­щадь на территории Литвы. Озеро продолжалось в.бассейн р. Преголи, где к югу от Калининграда отмечена сформированная им береговая линия (Meyer, 1916). Последующее снижение уровня от '60 до 40 м связано не с отступлением ледников, а с глубинной эрозией в прадолине Реда-Леба, Водоем занимал уже современные низовья Нямунаса и Преголи. В районе г. Юрбаркаса Нямунас образовал в это время обширную песчаную дельту, так же как и реки Юра - у г. Таураге и Минин - у г. Гарджай. Ярко выраженные террасы высотой 40 м сохрани­лись на юго-западных склонах Жямайтийской возвышенности (Баоаликас, 1967), к югу от Калининграда (Meyer, 1916), в Браневской (Dauksza, 1972) и Жулавской низинах и в районе Гданьска и Гдыни (Sonntag, 1914;Augustowski, 1965). Вер­шины Вилькишской моренной гряды и возвышенности южной части Самбийского полуострова поднимались над водой в ви­де островов. Рассматривая историю формирования террасовых уровней на периферии Гданьского залива, П.Зоннтаг (Sonntag, 1914) подробно разработал концепцию о существовании Гдань­ского приледникового озера, чем внес большой вклад в палео-гидрологию.

Анализируя дальнейшую историю Нямунасско-Гданьского приледникового озера, А.Б.Басаликас (1967) высказывает пред­положение о резком снижении уровня, а вслед за тем о повышении

его до высоты 16-20 м. Однако не исключено, что регрессия происходила не в этот период, а в пребореальиоо время. Снижение уровня от 40 до 20 м связано с отступлением ледника от северных отрогов Кашубской возвышенности и освобождением Кашубской прадолины. В ней описаны террасовые уровни на высотах 19-25, 12-15 и 6-8 м (Sylwestrak 1972) . С ними связаны уровни в низовьях Нямунаса на высотах 20, 16 12 и 6-8 м (Басалика_с 1967) и террасы в Браневской ни­зине на высотах 20-22 и 12-15 м (Dauksza, 1972) (рис 15, Ж). Озеро к тому времена стало уже очень мелким, и в нем отлагались пески. К уровню 6-8 м привязаны II надпойменные - террасы Нямунаса и других рек.