Основные этапы формирования приледниковых озер

Формирование рельефа Белоруссии теснейшим образом связано с четвертичными оледенениями. Их на территории республики было пять: наревское, березинское, припятское, поозерское. Следы первых двух оледенений в рельефе дневной поверхности почти не сохранились, поскольку они в дальнейшем были сильно переработаны экзогенными процессами (в том числе и последующим оледенениями).

По геологическим отложениям (данные имеются в литературе) можно судить о существовании первых приледниковых водоемов на территории Беларуси на раннееплейстоценовом этапе. Озерно- ледниковые отложения наревского времени вскрыты в районе г. Березы (что соответствует Вилейской стадии). Линзы озерно-ледниковых отложений были обнаружены в районах г. Сморгонь, Крупок, Вилейка датированые березинским возрастом. Более представительной является база данных сожского и поозерского времени. Лучше сохранился рельеф, созданный поозерским оледенением, было сформировано такое мощное образование как комплекс возвышенностей Белоруской гряды. Для того времени характерны озерно-ледниковые отложения (занимающие небольшие площади в днищах ледниковых ложбин или небольших подпрудных бассейнов) распространенные в пределах районов оз. Нарочь, Вилейка, Воложин, Верхнедвинск, Чашники, Толочин. Геологические данные находят подтверждение и в рельефе дневной поверхности. Это, как правило, территория озерно-ледниковых, озерно-аллювиальных низин. Рельеф Беларуси впоследствии подвергся изменению под действием последнего оледенения. Во время деградации этого ледникового покрова образовались крупнейшие приледниковые водоемы плейстоцена. Они занимали значительную часть территории Балтийского водосбора, по площади сопоставимую с другими формами ледниково-аккумулятивного рельефа. Все бассейны крупных рек этого региона представляли собой каскад приледниковых водоемов, мигрировавших вслед за краем ледника. Доказательством этого служат особенности распространения и условия залегания отложений, ледниково-озерных аккумуляций.

Сопоставление границ распространения и мощности ледниково-озерных аккумуляций поозерного и сожского возраста показало, что приледниковые водоемы позерского оледенений развивались унаследовано по отношению к сожским бассейнам. Однако северные границы были значительно смещены в северо-западном направлении по отношению к сожским водоемам. Поозерские приледниковые водоемы обнаруживают пространственную приуроченность к Западно- Белорусской зоне опусканий, Мазовецкой и рижской депрессиями. Следовательно, в позднепоозерское время продолжала сохранятсятенденция к нисходящему развитию рельефа, наметившаяся в александрийском межледниковье.

Формирование поозерских приледниковых озер происходило на разных стадиях отступания последнего ледника. В максимальную стадию поозерского оледенения был образован Верхне- Неманский приледниковый водоем. В лепельскую стадию образовались Вилейское, Сервечское, Верхне-Березинское, Лучесинское и Суражское приледниковые озера. В Браславскую - Полоцкое, Освейское, Ушачское, Вилейское.

Для приледниковых озер характерно большое участие ленточных глинисто-алевритовых накоплений. Во всех озерах этой группы верхнюю часть разреза слагают сортированные тонкозернистые пески, кроющие ленточные образования. В разрезе осадков Суражского и Лучесинского озер пески залегают также ниже ленточной толщи. Отсюда можно заключить, что озера этой группы длительное время существовали как постоянные водоемы и лишь в заключительный, а в некоторых случаях также и в начальный период представляли собой эфемерные разливы талых вод.

Закономерности формирования приледниковых озер. Материковые оледенения и связанные с ними изменения климата, колебания уровня мирового океана, ледниковое выпахивание и накопление ледниковых и водноледниковых отложений, изостатическое опускание и поднятие земной коры оказали огромное влияние на гидрографическую сеть как районов оледенения, так и приледниковых районов.

В начальной стадии оледенений ледники преграждали течение рек, текущих им навстречу, в результате чего они выходили из берегов и образовывали обширные приледниковых озера. Их уровень поднимался до тех пор, пока не достигал самой низкой точки водораздела, после чего озера получали сток или вдоль ледника или в других направлениях. По озерам плавающими льдами разносился моренный материал.

С началом отступления ледников постепенно восстанавливались пути стока рек закрытые им. Моренные гряды краевой зоны оледенения часто образуют новый водораздел. Изменение направления стока, созданного ледником, может сохраняться в течение длительных отрезков геологического времени. Между отступающим ледником и полосой краевых образований также образуются приледниковых озера. По мере того, как ото льда освобождаются пороги стока, расположенные все более низко, уровень этих озер падает.

Береговые линии приледниковых озер довольно хорошо прослеживаются в рельефе. Образования «лестницы» террас связано чаще с последовательным падением уровней приледниковых бассейнов.

Для правильного суждения о развитии озерных бассейнов. Существовавших в период оледенения, необходимо знать положение водоразделов и направление стока во время предыдущей межледниковой эпохи.

В пределах Восточно-Европейской равнины приледниковые озера могли существовать только к северу от главного водораздела. Многочисленные факты свидетельствуют, что приледниковые озера были хорошо развиты также и к югу от современного главного водораздела. Это навело на мысль, что в доледниковое время главный водораздел проходил гораздо южнее. Чем теперь. Он проходил по Украинскому кристаллическому щиту, Донецкому кряжу и Донецко-Медвецкому валу.

К концу главный водораздел переместился к северу в пределы главной полосы краевых образований среднеплейстоценового оледенения, которая проходит по Белорусской гряде.

После сожского оледенения в период муравинского межледниковья главный водораздел максимально приблизился к современному и лишь в долине Западной Двины он располагался северо-западнее современного.

Современное положение Черноморско-Балтийского водораздела оформилось под воздействием неотектонических процессов, которые были связаны с последним оледенением.

Приледниковые озера Восточной Европы образовались в результате движения ледника в направлении противоположном движению рек, и таким образом, он сыграл роль плотины. На равнинах средней Европы доледниковая речная сеть, в основном была направлена параллельно краю ледника и позже оказалась унаследованной талыми ледниковыми потоками, поэтому озера в данном случае образоваться не могли. Таким образом, существуют три типа приледниковой гидрографической сети: восточноевропейский, альпийский и южно-балтийский.

Во время максимума оледенения и в период отступания в приледниковой области господствовали аридные климатические условия - испарение с водной поверхности превышало осадки. Некоторые озер, не получавшие ледникового питания, вероятно. Были бессточными, но возможность существования бессточных приледниковых озер весьма маловероятна. В состав их водосборного бассейна входит 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. Глубинная эрозия вызывала уменьшение высоты порога стока, а изостатическое поднятие могло ее увеличить. При отступании ледников освобождение все более низких порогов стока вызывало снижение уровней приледниковых озер.

Можно наметить четыре основных района распространения приледниковых озер. На территории Беларуси в пределах верхних частей водосборных бассейнов Немана, Беризины, Днепра и Западной Двины во время максимальных стадий поозерского оледенения существовало несколько обособленных друг от друга приледниковых озер и одна прадолина. В центральных районах приледниковые озера сообщались между собой при помощи проливов, образуя единую Верхневолжскую озерную систему. В ее состав входит также бассейн Сухон, нижнее течение которой пересекал местный водораздел. На севере приледниковые озера достигали наибольшего распространения после соединения Скандинавского и Уральско-Новозельского ледниковых щитов. Озера продолжали существовать до тех пор, пока ледники не покинули низовья Северной Двины и Онеги. Наконец в Прибалтике на территории ограниченной с юго-востока главной полосой краевых образований поозерского оледенения, приледниковые озера существовали во время отступания ледников.

Взгляды на формирование понижений, которые были впоследствии заняты приледниковыми водоемами появились не одновременно и в разное время доминировали друг над другом. Существуют четыре основных гипотезы их происхождния: морская, озерная, речная, тектоническая.

Верхне-Неманское озеро образовалось в максимальную стадию поозерного оледенения. Предполагается, что ледники закрыли долину Немана там, где он пересекал Балтийскую гряду и тогда образовалось приледниковое озеро, уровень которого должен был определиться положением самого низкого порога стока, каковым является водораздел между небольшими реками Черная Ганьча (левый приток Немана) и Нетта (приток Бебжи) с абсолютной высотой 125-130см. Этот порог стока находился недалеко от г. Августова. Озеро занимало значительную часть Верхне-Неманской низины. На северо-восток оно распространялось до устья Березины (бассейн Немана), на юг - по долине р. Щары до г. Слонима и могло занимать значительную часть Гродненской пущи.

Предполагаемый сток на юг шел не по одной, а по нескольким сквозным долинам: не только через Щару-Ясельду, но и через верховье современного Немана и р. Зельвянку.

В браславскую фазу отступания поозерского ледника эти водоемы имели максимальный уровень, но в это же время еще существовали Вехне-Березинское, Лучесинское приледниковые озера, а остальные были спущены. При спуске водоемы постепенно понижали свой уровень чему доказательством служат террасы и долины прорыва.

Образовавшиеся приледниковые водоемы в северной части Беларуси, по характеру преобладающих осадков и по присущему им гидрологическому режиму подразделяются на две группы.

К первой группе следует отнести озера Вилейское, Верхене-Березинское и некоторые другие; для них характерно накопление в основном песчанного материала. Ленточные глинисто-алевритовые осадки отлагались лишь на первых этапах существования озер в наиболее глубоких или укрытых местах. Поскольку в приледниковых озерах песчаный материал накапливается в летний период, а осаждение тонко-дисперсной мути происходит зимой в спокойной гидродинамичной обстановке под покровом льда, можно предполагать, что озера этой группы испытывали очень большие сезонные изменения объема водной массы. В теплый отрезок года котловины их заполнялись талыми водами, а с наступлением холодов в связи с уменьшением притока воды на месте обширных озер оставались сравнительно небольшие скопления стоячей воды, приуроченные к замкнутым понижениям дна котловин. Верхний террасовый уровень Верхене-Неманского водоема связан, вероятно, с порогом стока на водоразделе Щары и Ясельды. Вверх по течению Немана и его притоков высоты террас относительно реки уменьшаются, что характерно для террас приледниковых озер.

Когда началось отступление ледников, сток из Верхне-Неманского озера мог уже идти в западном направлении. Эрозионное расчленение возвышенности привело к образованию сквозной долины к западу от г. Гродно. Озерные террасы с уровнями 125 и 135 см. непосредственно связаны с террасами Вильнюской долины.

Вилейское озеро отличается сложной конфигурацией, поскольку воды его заливали очень неровную и разнообразную по генезису рельефа территорию. В создании современной выположенной поверхности Вилейской водно-ледниковой низины помимо процессов аккумуляции большую роль играла абразионная деятельность озера. На северном склоне Ошмянской возвышенности, который был берегом приледникового озера, отмечен четкий террасовый уровень высотой 170-175 м, соответствующий отметкам порогов стока. На бортах озерной котловины прослеживаются при еще более высоких террасовых уровня с высотами 180-186, 192-197 и свыше 200 м. Эти уровни являются отражением трех фаз плоскостью разлива и образования зандров, предшествовавших разливу Вилейского озера.

Во время разлива Вилейского озера край ледника потерял подвижность, от него отчленялись крупные массивы мертвых льдов. Массив неподвижного льда, защищавшего склоны Северо- Нарочанской гряды, находился на месте оз. Нарочь. Край активных льдов во время разлива Вилейского озера располагался, повидимому, в пределах Мядельской холмисто-моренной полосы. Талые воды поступали в озеро через поперечные долины, прорезающие Северо-Нарочанскую конечноморенную гряду.

Избыточные воды из Вилейского озера вначале сбрасывались, лишь на восток по долине верхней Вилии и Пони в Верхне-Березинское озеро. Главная стоковая долина проходила по долине р. Вилии, примерно от устья р. Шейманы до Вильнюса, далее - долинами рек Воне и Мернис и затем, повидимому и Верхне-Неманскому озеру, которое по долине р. Щара имело сток в бассейн. Припяти. Со сбросом озерных вод по долине связано образование трех верхних террас р. Вилия в районе Вильнюса высотой 165, 152-145 и 130 м. Другая сточная долина Вилейского озера проходила от верховья р. Лосии и р. Вилия по левому притоку Вилии.

Главным типом озерно-ледниковых отложений Вилейского озера являются мелкозернистые пески. На их озерное происхождение указывают: высокая степень сортированности, наличие горизонтальной или пологой косой сложенности, выдержанности в горизонтальном и вретикальном направлениях структурных и текстурных особенностей. В нижней части озерно-ледниковой толщи обычно залегают ленточные глины или алевриты. Толща ленточных глин Вилейского озера накапливалась в течении 250-400 лет.

Верхне-Березинское озеро. Воды Верхне-Березинского озера заливают днище обширной котловины, расположенной в верхней части современного бассейна р. Березина (бассейн Днепра).

По берегам котловины можно выделить несколько денудационно-аккумулятивных уровней. Самый верхний уровень имеет высоту свыше 200м.абс. В него входят вершинные поверхности некоторых платообразных возвышенностей, такие как Кубличская, Пошиногорская и др. Покрыты грубыми разнозернистыми песками, которые подстилаются мощной толщей моренных отложений. Два же лежащих денудационно-аккумулятивных уровня, имеющих высоты 192-196 и 178-187 м. Над уровнем моря, являются зандровыми. Два следующих уровня высотой, соответственно, 168-176 и 160-166 м. Представляют собой вторую и первую под пойменные террасы р. Березины. Нижняя терраса является аккумулятивной. Обе террасы связаны с существованием озерно-ледникового бассейна. Вдоль р. Березины прослеживается низкая заболоченная пойма.

В верховьях Березины верхнеплейстоценовые отложения заполняют долину шириной около 5 км, которая глубоко врезана в средне четвертичные отложения: относительно уровня реки врез достигает 45 м, а относительно берегов долина - до 75 м. Долина была сформирована, вероятно, в микулинское время и имеет отметку тальвега 120м.

О перестройке гидрографической сети наглядно свидетельствует направление основного притока верхней Березины - р. Гайны, течение которой направлено на север. Порог стока Верхне- Березинского озера находился вероятно в районе истоков р. Бобр, которая в микулинское время также имела северное направление течения. Следует отметить, что главный водораздел микулинского времени имеет здесь не очень большую высоту менее 200, а с местами даже менее 180 м.

Сброс избыточных вод из Верхне-Березинского озера осуществляется по долине р. Березины через прорыв, расположенный к югу от оз. Палик. Возможно, что в первый этап существования озера в некоторые периоды часть его вод переливались в Вилейское озеро по долине Проня - верхняя Вилия. Так воды по сквозной долине направлялись в ту или иную сторону в зависимости от объема поступления ее в каждый из этих озерных водоемов.

Суражское и Лучесинское озера. Эти водоемы между собой имели широкую связь, представляя собой, в сущности единый приледниковый водоем. Северо-восточная часть этого водоема находилась на территории Псковской и Смоленской областей. Максимальная высота уровня Суражско-Лучесинского приледникового водоема зафиксирована в виде серии береговых валов и равна 180-185 метров. Береговые валы четко выражены на склонах Витебской возвышенности. Этот уровень в виде более или менее горизонтальной абразионно-аккумулятивной площадки прослеживается на восточном склоне Невельско-Городокской и и северном склоне Оршанской возвышенностей. Над верхним озерно-ледниковым уровнем на высоте 188-196 м расположена хорошо выраженная поверхность флювиогляциального размыва и аккумуляции. Вначале котловины озер были еще не сформированы, а под их дном было много погребенного льда. Летние температуры воздуха были низкими. Поэтому поступление талых вод в озера было невелико, озера были мелководными и полностью исчезали зимой в результате сброса водных масс по сточным долинам. В озерах накапливались преимущественно песчаные осадки.

Во время второго этапа существования озер погребенные льды в основном растаяли и глубины их котловин стали большими. Врез сточных долин отставал от процесса углубления котловин озер. Глубина озер с течением времени последовательно нарастала, из эфемерных разливов они превратились в постоянные водоемы.

Во время третьего этапа существования этих приледниковых водоемов глубины в них становились меньше. Это происходило в результате выполнения озерных котловин осадками и одновременно идущего врезания сточных долин. Когда порог стока и днище озера оказывались на одной абсолютной высоте, озеро превратилось в эфемерный разлив, исчезавший зимой. В озерах накапливался алевритовый и тонкопесчаный материал. Отступание края ледника к северу полностью прекращало существование приледникового озера.

Во время максимального разлива Суражско-Лучесинского приледникового озера край оледенения располагался в пределах Невельско-Городоксой возвышенности в южной части Псковской области. В северной части водоема под озерно-ледниковыми отложениями были погребены многочисленные глыбы мертвого льда. В дальнейшем на их месте возникли участки холмисто-котловинного рельефа с озерными котловинами и положительными формами, построенными из озерно-ледниковых отложений. Сброс избыточных вод из Суражско-Лучесинского озера в это время осуществлялся по долине р. Оршица в Днепр. В восточной части Суражско- Лучесинского озера на территории Смоленской области избыточные воды стекали также непосредственно в долину Днепра.

После таяния Полоцкого и Двинского ледниковых языков (лопастей) от льда освободилась Полоцкая котловина. Сток из Суражско-Лучесинского озера стал более свободным, и уровень озера понизился до 165-170 м. На территории Белоруссии озеро распалось на два бассейна, сообщившихся между собой проливами-протоками. Обособившееся Лучесинское озеро превратилось в залив возникшего полоцкого озера. Сточная долина Оршица-Днепр в первую подфазу разлива озера продолжала функционировать. Во вторую подфазу от обширных озер остались небольшие разливы талых вод с высотой уровня до 160 м, сброс вод из них осущесвлялся в Полоцкое озеро сточная же долина Оршица-Днепр прекратила свое существование.

Полоцкий приледниковый водоем. В пределах Полоцкой низины ледниково-озерные бассейны существовали уже на этапе деградации сожского ледника. В связи с этим можно утверждать, что территория Полоцкого бассейна развивалась унаследовано, начиная с сожского времени.

В формировании Полоцкого водоема значительную роль отыграли характер рельефа ложа антропогенных пород и структурно-тектонические особенности.

В тектоническом отношении территория Полоцкого приледникового водоема приурочена к Двинской ступени Латвийской седловины и частично к северным склонам Белорусской антеклизы.

Рельеф ложа антропогенного покрова в значительной мере оказывал влияние на динамику плейстоценовых ледников и распространение приледниковых водоемов. Ванна Полоцкого озера формировалась под усиливающимся экзарационным воздействием ледников. Выделяется несколько этапов образования приледникового озера: формирование гляциодепресии - будущей котловины водоема, образование фронтальных краевых комплексов, служивших подпором талых ледниковых вод; подпруживание и питание образовавшегося приледникового озера. Определенную роль в формировании Полоцкого бассейна играл поозерский ледник. В его структуре выделялись Дисненская и Полоцкая лопасти. Активность первой проявилась в формировании напорных краевых Свенцянско-Нарочанских гряд, вторая обладала меньшей активностью, в связи с чем деградация сопровождалась отчленением крупных массивов мертвого льда, обусловивших широкое распространение камового рельефа и звонцев. Своеобразие динамики поозерского ледника проявилось также в обособлении крупных блоков льда по водораздельным законам и в краевых частях лопастей, которые на некоторых этапах развития Полоцкого водоема разделяли его котловину на отдельные бассейны. Эволюция Полоцкого водоема в позднепоозерское время обусловлена особенностями деградации последнего ледникового покрова.

В период отступания ледника до границ браславской стадии на территории Полоцкой низины существовал не единый водоем, а несколько обособленных озер. Что нашло отражение в прерывистом регрессивным напластовании нижней части разреза ледниково-озерной толщи. Такие особенности были обусловлены относительно быстрыми темпами деградации ледника и миграцией водоемов вслед за ледниковым краем.

К началу браславской стадии озеро было более глубоким и примыкало к освейской гряде. Представляется вероятным формированием этой гряды до начала стадиальной подвижки ледника. Об этом свидетельствует ряд геологических и геоморфологических данных, важнейшими из которых являются следующие: преобладание насыпных и наслоенных форм в пределах гряды; широкое распространение звонцев; отсутствие предфронтальных дельт и других флювиогляциальных образований в пределах освейской возвышенности; наличие образионных площадок высоких уровней (155 - 160 м) на южном склоне этой формы.

Стабилизация и активизация ледника в браславское время вызвали массовое поступление талых вод в полоцкую котловину. Образовался единый ледниково-озерный водоем. Браславское время является эпохой максимального обводнения территории Белоруского Поозерья. В это время уровень воды достигал 160 м.

Сток из Полоцкого озера осуществлялся в южном направлении в бассейн реки Вилии по участку долин рр. Голбица и Узлянка и долине прорыва Дягили. Воды поступали также в бассейн р. Березина по уже сформированным путям стока. Сток в р. Днепр был блокирован гляциоизостатическим поднятием.

Начало спуска Полоцкого водоема относится по времени отступания ледника от границ браславской стадии. Дальнейшее отступание ледника привело к падению уровня до 150 м, что привело к перекрытию стока в сторону Вильнюской прадолины. И началось формирование северо­западного стока в направлении Восточно-Латвийской низменности. Первоначально он осуществлялся преимущественно по поверхности крупного массива мертвого льда, отклинившегося от тела ледника на участке Индра-Краслава.

На север Полоцкого бассейна вследствие дальнейшего отступания ледника происходило гляциоизостатическое поднятие по субширотной оси Краслава-Невель. Это поднятие северной части бассейна по границе браславской стадии обусловило переориентацию относительного уклона поверхности котловины Полоцкого водоема в противоположном направлении. В расположении береговой линии произошло значительные изменения. Были осушены большие площади на севере и северо-востоке Полоцкого водоема. На южном берегу в это время осуществлялась трансгрессия (за исключением Дисненского суббасейна), что привело к перекрыванию береговых образований более ранних уровней. На трансгрессивном юго-восточном берегу образовалось гляциоизостатическая инверсия, террас водоема, в результате которой относительно молодые образования заняли более высокий гипсометрический уровень.

Трансгрессия в дистальной части приледникового озера, вызванная гляциоизостатическим движениями, сопровождалось поэтапным снижением уровня вод вследствие формирования новых путей стока.

Предположительно в конце беллинга осуществился прорыв вод полоцкого озера в Латгальско- Лубанский бассейн. Уровень понизился до 135 м. Период резкого уменьшения площади водной поверхности совпал с усиливающимся похолоданием и континентальностью климата.

Остаточные озера на полоцкой низине были мелководными (средняя глубина 5-8 м).значительная часть обширной прибрежной зоны могла подвергаться субаквальному промерзанию. Поэтому в прибрежной зоне озер образовались многочисленные мерзлотные формы, представленные в совершенной морфологии Полоцкой низины разрушенными пинго и воронками, достаточно уверенно маркирующими уровень 135м.

Для образования озерно-ледниковой низины характерными формами рельефа являются котловины, занятые остаточными озерами или болотами, и западины различных размеров.

Верхне-Днепровские озера. Верхний Днепр сформировался уже в средне-четвертичное время. Между тем поозерские ледники могли коренным образом преобразовать гидрографию Верхне­Днепровского бассейна, даже не покрывая его. Долина верхнего Днепра, вероятно, сформировалась только после максимальной стадии поозерского оледенения. В микулинское время на этой территории могли существовать небольшие водотоки северо-западного направления. Общей уровень гидрографической сети не превышал современный. Об этом свидетельствует положение микулинского межледникового торфяника, который подмывается р. Днепром выше г. Смоленска в районе д. Новые Немыкары.

Ледники максимальной стадии поозерского оледенения переграждали сток на северо-запад. В результате возникла целая система небольших приледниковых озер. Современная долина верхнего Днепра представляет собой цепь понижений, занятых прежде озерами, которые соединяют между собой узкие долины прорыва. Ниже по течению находится смоленская долина прорыва, далее к западу - Красноборье, Красненское, Оршанское понижения.

Выше Смоленска верхняя терраса. Примыкающая к Днепру, имеет абсолютная высота 210- 215м. Терраса, вероятно, сформировалась в период существования здесь приледникового озера с уровнем 215 м, занимавшего три понижения верховьев долины Днепра. Ниже Смоленска верхняя терраса находится на еще большей высоте относительно уровня реки, которая в г. Орше достигает 50-60м (200-210м абс.). Такой уровень превышает высоту водоразделов, окружающих этот участок долины Днепра. К северу от г. Орши водораздел имеет высоту только 162 м. Но здесь находился край ледника, представляющий собой ледяной берег водоема. Седловина в истоках р. Баси имеет высоту 180 м. Это седловина служила порогом стока для приледникового озера, находившегося между гг. Оршей и Смоленском. Более высокие террасовые уровни образовались, вероятно, в среднем плейстоцене.

Отсутствие уклона, имеющего то же направление, что и направление течения реки, является характерным признаком, позволяющим отличать озерные террасы от речных.

Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском по сайту: