Речные системы и водоразделы

Каждая река является частью определенной речной системы, в которую входит главная река и притоки первого, второго и других порядков. Если представить себе молодую морскую равнину, то пер­вая река на ее поверхности будет соответствовать направлению уклона территории, а ее долина может быть отнесена к консеквент­ным (согласным). Притоки первого порядка (субсеквентные) на­правлены в сторону главной реки под различными углами и не совпадают с основным уклоном. Они развиваются по типу моно­клинальных и имеют невыработанный профиль. Это служит причи­ной асимметрии долин и проявления интенсивной глубинной эро­зии субсеквентных рек. Притоки второго порядка, направленные параллельно консеквентной реке, называются ресеквентными, а в противоположном направлении — обсеквентными.

Представленная схема имеет лишь общее значение; располо­жение главной реки и ее притоков может быть самым разнообраз­ным, как правило, это тесно связано со строением рельефа и геологическими структурами.

Площадь, с которой данная река собирает как жидкое, так и твердое питание, называется водосборным бассейном. Соседние бассейны отделяются друг от друга водоразделами, которые, как и притоки, бывают разных порядков. Главный водораздел Земли про­ходит но наиболее высоким горным системам на всех материках и приближен к Тихому океану, особенно на Американском континенте. Поэтому, по сравнению с Тихим, Атлантический океан прини­мает более длинные реки.

Водоразделы второго порядка на каждом материке также приурочены к горным системам: Альпы, Урал, Кавказ, Анды, Корди­льеры и т.д. В равнинных странах линия водоразделов проходит через наиболее возвышенные точки. Например, на Восточно-Евро­пейской равнине водораздел крупных рек совпадает с моренными возвышенностями: Белорусской грядой, Валдайской возвышеннос­тью. Вместе с тем, водоразделом может быть и наиболее низкое место на данном участке — озеро, болото. Пример тому —- Волга и Западная Двина, берущие начало из небольших озер.

Строение речных систем и положение водоразделов изменя­ется под влиянием деятельности рек. Это явление носит название борьбы за водораздел. Более сильные реки с помощью пятящейся эрозии способны перехватывать притоки соседней системы, отодви­гая, таким образом, водораздельную линию. Процесс называется обезглавливанием реки (рис. 36). Например, реки западного склона Кавказа обладают активной регрессивной эрозией благодаря влаж­ному климату и низкому базису эрозии. В результате борьбы за водораздел они перехватили вер­ховья многих рек восточного скло­на Кавказа, в результате чего ли­ния водораздела оказалась отодви­нутой от наиболее высокого Главного хребта на более низкий Боковой хребет. По линиям таких перехватов образовались сквозные долины, пересекающие Главный хребет. Такая же карти­на несовпадения водораздела с наиболее высокими хребтами на­блюдается на Урале, гдереки за­падного склона в результате борь­бы за водораздел отодвинули его линию к восточной окраине Ура­ла. Реки западного склона Южно-Американских Анд перехватыва­ют верховья рек восточного, более длинного и сухого склона, отодви­гая, таким образом, линию водо­раздела

 

Рис 36 Блок-ли л грамма речного перехвата (по Р Кеттяеру).

 

 

Показателен пример молодого бокового перехвата в системе Северной Двины. Правый субсеквентный приток Пинега посредством пятящейся эрозии пересек водораздел с соседней небольшой рекой Кулоем и повернул верхний участок ее течения в сторону Северной Двины. Оставшийся нижний отрезок Кулоя потерял значительную часть своего русла, сохранился лишь небольшой нижний отрезок.

Для Восточно-Европейской равнины речные перехваты очень характерны и связаны с перестройкой гидрографической сети в плейстоцене и голоцене. Притоки Волги, например, перехватили верховья Северной Двины. Об этом свидетельствует рисунок верхнего отрезка таких крупных рек, как Кама, Белая, которые в верховьях текут с юга на север, затем резко поворачивают на юг в систему Волги. Верхние отрезки этих рек ранее входили в бассейн Северной Двины.

Существует еще одна разновидность речного перехвата — слияние (соприкосновение). Например, Волга соединилась со своим правым притоком небольшой речкой Свиягой, текущей в противоположном Волге направлении. Благодаря подмыву обеими реками правых склонов, произошло их соединение системой балок и оврагов.

Непременным условием перехвата рек должна быть разница гипсометрических уровней. Наиболее яркие внешние признаки бокового перехвата выражаются в образовании коленообразного изгиба реки (на примере Пинеги), возникновении на перехваченном участке террасы, связанной с понижением базиса эрозии; ниже перехваченного участка нередко прослеживается сухая долина. Определяется совершившийся перехват также по различию в составе аллювия верхнего и нижнего участков реки-захватчицы (рис. 37).

Типы флювиального рельефа

Наиболее распространенным типом флювиального рельефа является долинный, образованный сочетанием рек и их притоков разного порядка.

Об особенностях овражно-балочного типа рельефа, наиболее развитого на возвышенностях степной и лесостепной зон, см. "Формы рельефа временных потоков на равнинах".

В сухих степях бассейна Волги распространен сыртовый тип флювиального рельефа, наиболее типичный для возвышенности Общий Сырт. Рельеф образован густой сетью временных потоков в очень плотных (водоупорных) сыртовых глинах и представлен чередованием пологих увалов и широких понижений между ними.

В предгорных областях с аридным климатом распространен тип рельефа, получивший название бедленд, что означает "испорченные (плохие) земли" (термин Северо-Американских прерий). Образование бедленда связано также с длительной распашкой земель, применением неправильных, хищнических методов ведения сельского хозяйства, развитием эрозионных процессов.

В южной части Западной Сибири и междуречье Оби и Иртыша получил распространение гривистый тип флювиального рельефа. Это сочетание широких речных долин, вытянутых в субширотном направлении параллельно друг другу, и невысоких плоских водоразделов. В некоторых случаях, в связи с сухостью климата, на месте рек сформировались цепочки солоноватых озер.

Во многих предгорных областях развит куэстовый тип рельефа, представляющий собой сочетание параллельных друг другу хребтов или гряд с асимметричными склонами, сложенными моноклинально залегающими породами. Системой трех куэст — южной, средней и северной — являются Крымские горы. Северное предгорье Кавказа образуют три куэстовых хребта: Лесистый, Пастбищный и Скалистый. Высота последнего достигает 2000 метров. Образование куэст обязано проявлению глубинной эрозии субсеквентных притоков рек, текущих по крутым покатостям гор. Параллельная система притоков в моноклинальных структурах образует глубокие асимметричные долины, водоразделы между которыми также приобретают вид высоких гряд и горных хребтов с асимметричным профилем.

 

ГЛАВА 11.

Геомофологические процессы

И формы рельефа областей

Современного оледенения

Общие представления

Деятельность современных и древних ледников относится к числу важных экзогенных факторов, преобразующих лик Земли. Площадь современного оледенения составляет немногим более 16 миллионов квадратных километров (11% площади суши), но в начале антропогена ледники занимали около 45 миллионов квад­ратных километров (30% площади материков).

Основная часть современных ледников (13,3 миллиона квад­ратных километров) принадлежит Антарктическому материку, Грен­ландский ледниковый покров достигает 2,2 миллиона квадратных километров. На долю островов Арктики и Антарктики, а также гор­ных ледников приходится 0,5 миллиона квадратных километров.

На суше ледники образуются при определенном сочетании низкой среднегодовой температуры и большого количества снеж­ных осадков, т.е. в горах (горное оледенение) и арктическом клима­те (материковое, или покровное, оледенение)

Границу ледяного покрова, где приход снега равен его расходу в результате таяния и испарения, принято называть снеговой гра­ницей или линией. Она оконтуривает определенную площадь, кото­рая образует прерывистую ледяную оболочку, или хионосферу (от гр. chion — снег и sphaire — шар). Положение и высота снего­вой линии зависят от климата, а также от особенностей рельефа: крутизны и формы склонов, литологии пород. На западных склонах Кавказа, например, ее высота около 2,5 тысяч метров, а на восточ­ных — на 1000 метров выше. Низкое (около 2 тысяч метров) поло­жение снеговой линии в Альпах объясняется расположением этой горной системы на пути влажных западных ветров. Наиболее высо­ко (около 5 тысяч метров) снеговая линия находится в экватори­альной и тропической Африке, а в Антарктиде опускается ниже уровня моря

Обычно формирование ледника происходит выше снеговой линии, в зоне питания твердыми атмосферными осадками. Под действием летнего нагревания свежевыпавший снег постепенно деформируется за счет оплавления и сублимации (возгонки). В результа­те образуется фирн — непрозрачный плотный лед. Дальнейшее дли­тельное преобразование превращает фирн в прозрачный глетчер­ный лед, объем которого примерно в 10 раз меньше объема снега.

По условиям баланса питания в леднике выделяют область аккумуляции снежных осадков, расположенную выше снеговой линии, и область абляции, где таяние и испарение преобладают над аккумуля­цией Чаще всего эта область лежит ниже снеговой границы.

Ледники обладают свойством пластичности, с которой связа­на их способность течь, т.е. перемещаться сверху вниз. Движение крупных материковых ледников обусловлено пластическим растеканием их от центра к окраинам под влиянием разницы мощности, а следовательно, и давления от центра к периферии. Причиной дви­жения горных ледников в большей степени служит сила гравита­ции. В любом случае скорость движения очень невелика и зависит от интенсивности питания ледника и крутизны склонов.

Материковые ледники

Современные ледники делятся на покровные (материковые) и горные. Первые покрывают значительные площади и отличаются большой мощностью (более 2000 - 2500 метров). Покровные лед­ники распространяются по поверхности суши, скрывая под собой ее рельеф. Лишь высокие горы поднимаются над выпуклой поверхнос­тью ледникового щита в виде останцов — нунатаков, служащих ис­точником формирования рыхлого материала.

Крупные выводные ледники выносят ледяные массы и рых­лый материал разрушения горных пород к окраинам ледяного щита. В этих местах происходит их раскалывание и образование айсбер­гов. На границе ледяного покрова и океана формируются шельфо-вые ледники, припаянные к материковому льду. В пограничной зоне характерны также высокие отвесные ледяные обрывы, созданные совместной работой ледников и морских волн.

В прибрежной зоне материковых льдов, где мощность их со­кращается, коренные породы нередко выходят на поверхность, обра­зуя "оазисы", где особенно интенсивно проявляется морозное и механическое выветривание и специфические для постоянной мерзло­ты склоновые процессы.

Горные ледники

Ледники в горах отличаются значительной длиной при не­большой площади. В плане они образуют систему, напоминающую реку с притоками. Несмотря на относительно небольшие размеры, горные ледники оказывают большое влияние на геоморфологию гор­ных систем, а также на гидрологические условия прилегающих рав­нин, являясь источником питания многих рек. Преобразующая дея­тельность горных ледников настолько значительна, что сочетание типичных ледниковых форм принято называть альпийским релье­фом, так как в Альпах оно выражено особенно четко.

Ледник в горах похож на медленно текущую реку. В этом внешнем сходстве имеются и весьма существенные различия. По­добно реке, ледник движется по долине, которая называется трогом (нем. trog — корыто); как и река, ледник принимает боковые прито­ки; деятельность ледника выражается в способности разрушать (вы­пахивание, экзарация) и аккумулировать; в результате возникают специфические ледниковые формы рельефа.

Отличия горных ледников от рек весьма существенны: скорость движения ледников может достигать нескольких десятков метров в год, но обычно не превышает 0,5 метра. В случае увеличения скорости целостность ледниковой массы нарушается, образуется ледопад. Как и у реки, наибольшая скорость ледника в центре, боковые части его в результате трения движутся медленнее. В итоге этих различий в твердом теле ледника возникают продольные трещины. При очень небольших скоростях работа ледника зависит в основном от его массы, инертность льда по сравнению с водой обеспечивает большую прямоли­нейность его движения и отсут­ствие излучин и меандр, кроме того, в устьевой части долина обычно сужается благодаря преобладанию абляции.

Троговая долина своим раз­витием и формой заметно разнит­ся от долины речного потока. В поперечном профиле троговая долина имеет плоское широкое дно и крутые склоны (рис 38); в отличие от речной долины, в тро­ге отсутствует русло, а ледник заполняет его до верхнего пе­региба, образующего пологую площадку (плечи трога).

Существуют различные точки зрения на происхожде­ние ледниковых долин. Неко­торые авторы считают их са­мостоятельными ледниковыми образованиями, созданными выпахивающей деятельностью ледника. Однако более веро­ятно, что троги формируются на месте доледниковых речных долин, которые в горах обла­дали невыработанным V-образным профилем. В резуль­тате оледенения эти долины заполнялись ледниками. Пос­ледующее преобразование реч­ных долин в троговые было связано со способностью лед­ника выпахивать и раздвигать склоны углублений, которые он заполнял.

Имеются разногласия и по вопросу происхождения плеч тро­га. Согласно одной точке зрения, это остатки склонов речных долин, предшествующих оледенению. Другие авторы считают, что плечи трога сохраняются как остатки более древних ледниковых долин. Наконец, существует мнение, что плечи трога являются результатом интенсивных нивальных процессов на контакте льда и верхней ча­сти склонов долины.

Для продольного профиля трога типичны неровность очерта­ний, сочетание глубоких впадин и крутых поднятий — ригелей, ха­рактеризующих своеобразие выработанного профиля ледниковых долин. В начальном этапе формирования трога мощность льда, а следовательно, наиболее интенсивная экзарация наблюдается в понижениях, повышенные же части ложа имеют небольшую мощ­ность ледниковой массы, на них выпахивающая способность выра­жается слабее и в процессе переваливания через ригель в теле ледника образуются поперечные трещины, которые служат местом скопления рыхлого материала. Ригели, сложенные выступами твер­дых пород, подвергаются ледниковой шлифовке и штриховке. После­дняя связана с действием впаянных в ледник каменных обломков. Таким образом, выработанный продольный профиль ледниковой до­лины представляет собой чередование глубоких выпаханных впа­дин и отполированных ледником ригелей (рис. 39)

В условиях потепления климата и поднятия снеговой линии типичные черты трога быстро нарушаются вместе с появлением в них молодых речных долин. Последние при­обретают яркие черты невыработанности продольного профи­ля. Нередко в понижениях трога образуются озера, разде­ленные крутыми короткими под­нятиями. Позже озера соединя­ются протоками, затем, в про­цессе выработки профиля равновесия речной долины, озе­ра будут спущены. В описан­ном случае поперечный про­филь речной долины осложня­ется структурной террасой — остатком днища ледникового трога.

Своеобразие экзарационной деятельности сказывает­ся также в образовании висячих троговых долин на участках впаде­ния небольших ледников в крупные. Как известно, висячее устье речных долин служит показателем невыработанности продольного профиля, для ледниковых же долин это явление обычное, так как при небольшой массе льда меньший ледник не может углубиться до по­ложения главного ледника; при их слиянии возникают благоприят­ные условия для ледопадов и снежных лавин. Если троговая долина в подобном месте замещается речной, то в устье меньшей реки возникает водопад и интенсивно развивается пятящаяся эрозия.

К типичным формам ледниковой экзарации относятся отпо­лированные ледником выступы коренных пород, скалы, выпуклые части горных склонов. Шлифуя их поверхность, ледник проявляет свою способность наползать на препятствия. В результате возника­ют выпуклые формы поверхности с асимметричными склонами, на­зываемые бараньими лбами и курчавыми скалами. Проксимальный (обращенный к леднику) склон бараньих лбов пологий, отшлифо­ванный, покрыт ледниковой штриховкой, противоположный склон (дистальный) более крутой и слабо обработан ледником.

Характерный комплекс форм рельефа, связанный с проявле­нием экзарации, формируется выше снеговой линии, в зоне ледни­кового питания. К ним, в первую очередь, относятся цирки и кары, различающиеся, главным образом, размерами. Те и другие представ­ляют собой углубления в склонах гор в форме амфитеатра или кресла с крутыми боковыми и задними стенками и открытыми вниз по склону. Днище цирков и каров плоское или слегка вогнутое и занято глетчерным льдом. Это область питания ледника, который, заполнив днище цирка, выходит (вытекает) за его пределы ниже снеговой линии. У выхода из днища цирка обычно располагается выступ или верхний ригель, при пересечении которого в теле лед­ника возникают поперечные трещины.

Сочетание цирков и каров на соседних и противоположных склонах гор создает резко расчлененный, разнообразный, величествен­ный высокогорный альпийский рельеф, при образовании такого типа рельефа снег скапливался в естественных углублениях на склонах. Характерная форма амфитеатра создавалась за счет ледниковой эк­зарации и нивального выветривания. Материал разрушения посте­пенно выносился ледниковым языком, а дно цирка углублялось и отшлифовывалось. Одновременно разрушению и шлифовке под­вергались боковые склоны и задние стенки (рис. 40).

В результате описанного процесса стенки противоположных каров сближаются и становятся все тоньше. При условии длитель­ного стационарного положения снеговой границы этот процесс мо­жет привести к образованию денудационной поверхности выравни­вания ледникового происхождения (эквиплен). Вершины гор стано­вятся округлыми, уплощенными, и лишь отдельные острые вершины сохраняются в виде останцев — карлингов. Однако такие поверх­ности выравнивания могут сформироваться очень редко, так как по­ложение снеговой линии меняется за относительно короткий срок.

Колебания снеговой линии контролируют расположение и развитие зоны альпийского рельефа. В эпоху последнего оледене­ния горные ледники спускались к подножиям гор и формы леднико­вой экзарации соответствовали низкому расположению снеговой ли­нии. Послеледниковая эпоха характеризуется поднятием снеговой линии и соответствующим смещением живых цирков и каров. Ос­тавленные ледником формы альпийского рельефа преобразуются по­стледниковыми процессами. Таким образом создается "лестница ка­ров". В идеальном случае она состоит из нескольких уровней подня­тия снеговой линии. Нижний уровень занят плоскими слившимися днищами древних каров, заполненных рыхлыми отложениями, скелетными почвами, на которых развиваются альпийские луга. Выше распо­ложены более свежие формы, представленные днищами каров, кото­рые заполнены озерами. Нередко они соединены молодыми реками, которые в процессе выработки профиля равновесия спустят озера. Верхняя, самая молодая ступень каровой лестницы занята глетчер­ным и фирновым льдом и находится выше снеговой линии (рис. 41).

Горные ледники производят большую аккумулятивную рабо­ту, перенося и откладывая моренный материал. Морена — рыхлая горная порода, включающая различные по механическому составу частицы от глинистых до валунов. Глинисто-песчаные фракции мо­рены образуются в процессе абразивной экзарации вследствие тре­ния льда и вмерзших в него обломков горных пород. Крупные глы­бы являются результатом экзарации отщепления под действием горизонтального давления льда на выступы коренного ложа.

В горных ледниках встречаются разные виды морен: на кон­такте льда и коренного ложа формируется донная морена, парал­лельно склонам трога, где трение льда о горные породы особенно значительно, накапливаются боковые морены, а выступы ложа или боковая морена притока служат материалом для срединной морены; скопление в теле ледника обломков, просочившихся по многочис­ленным трещинам, создает внутреннюю морену (рис. 42).

При движении ледника в троговой долине все виды морен приобретают вытянутое по направлению движения ледника распо­ложение. Особый вид морен образуется поперек ледникового язы­ка; краевая, или конечная, морена фиксирует наиболее низкое поло­жение ледника и этапы его таяния (отступания). Внешне она выг­лядит, волнообразным повышением подковообразной формы. В нижней части ледникового языка все виды морен объединяются. Таким образом формируется основная морена. Обычно она укры­вает и сохраняет долгое время глыбы мертвого льда, отколовшего­ся от основного ледникового тела.

Нельзя не сказать о формах рельефа, образующихся на повер­хности самого ледника. К ним относятся глубокие (несколько де­сятков метров) радиальные и поперечные трещины. Первые явля­ются результатом неравномерного движения ледникового языка в троговой долине, поперечные трещины образуются в итоге рас­колов ледника над ригелями. В летнее время многие трещины пре­вращаются в наледниковые и внутриледниковые реки. Разъедаю­щая деятельность внутриледниковых вод отмечается как в горных, так и в материковых ледниках.

Выход подледной реки у края ледникового языка сопровождает­ся усиленным таянием и образованием пустот, гротов, пещер, напоми­нающих карстовые. Это внешнее сходство подчеркивается многочис­ленными сосульками разной формы, нависающими с потолка. Зимой вход в пещеру заполнен льдом, летом же из нее вытекают талые воды, которые нередко задерживаются естественной моренной подпрудой. При подъеме воды в озере происходит прорыв плотины и озеро осушается.

Поверхность ледника раз­нообразится микроформами, сформировавшимися благодаря неравномерному таянию. Летом крупные обломки горной поро­ды защищают под ними лед, а таяние интенсивно проявляет­ся вокруг. Постепенно возника­ет ледяной выступ, увенчанный глыбой горной породы — камен­ный стол. Мелкие обломки на поверхности ледника, наоборот, прогреваются быстрее чистого льда и опускаются на глубину не­скольких сантиметров, образуя ледниковые соты и стаканы.

Разнообразие в строение поверхности ледника вносят плоские углубления в виде лот­ков, вытянутых вдоль его длинной оси. Они образованы лавинами, которые при передвижении созда­ют себе постоянные пути.

Среди горных ледников наиболее распространен альпийский, или долинный, тип: Альпы, Гималаи, Кавказ, Тянь-Шань, Анды. Ледни­ки этого типа имеют хорошо выраженную область питания в виде крупного цирка и область абляции — вытянутый язык, который за­нимает троговую долину. Длина языка и мощность льда зависят от питающего бассейна и климатических условий. Простые альпийс­кие ледники представлены одним языком, сложные же имеют боко­вые притоки и называются древовидными. К этому типу принадле­жит крупнейший на Земле ледник Федченко на Памире (77 кило­метров), Зеравшанский (60 километров), Иныльчек Северный в Тянь-Шане (38,2 километра). В горах с небольшой площадью оледенения выделяют тип каровых ледников, целиком лежащих выше снеговой линии в днищах каров; переметные ледники отличаются тем, что языки, расположенные на разных склонах, имеют единый питающий бассейн, туркестанский тип ледников характеризуется отсутствием постоянного фирнового бассейна, они питаются в ос­новном снежными лавинами.

Некоторые авторы выделяют тип промежуточных (между до­линным и материковым) ледников, занимающих, как правило, плоские вершинные поверхности. Примером могут служить Скандинавские ледники в виде ледяных шапок, разделанных глубокими фиордами.

На северо-западе Северной Америки, особенно вблизи побе­режья Аляски и в Исландии в условиях холодного и очень влажно­го климата распространены ледники предгорного типа (ледник Ма-ляспина). Они возникают при слиянии нижних частей мощных до­линных ледников. В результате образуются широкие предгорные ледяные покровы, которые, по-видимому, были характерны для Альп, Кавказа и других горных систем в ледниковые эпохи.

 

ГЛАВА 12.

Геоморфологические процессы

И формы рельефа областей

Плейстоценового оледенения

 

Общие представления

В геологической истории Земли крупные покровные ледники образовывались неоднократно. Например, в пермо-карбоне оледене­ние охватывало значительную часть материка Гондваны. Следы ледниковой деятельности в виде деформированной морены (тиллиты), отшлифованных ледником скал и бараньих лбов сохранились в Южной Африке и Австралии.

Наиболее изучено антропогеновое, плейстоценовое оледене­ние, так как мощные моренные и водно-ледниковые отложения, а также специфические формы рельефа покрывают значительную часть Европы, Азии, Северной Америки. Комплекс изменений при­родной среды, вызванных оледенениями, настолько велик, что ими занимаются самостоятельные науки — четвертичная геология, гео­морфология и палеогеография плейстоцена. Необходимость изучать ледниковые отложения и формы рельефа, с ними связанные, вызвана в первую очередь тем, что появление и жизнь древнего человека совпали с оледенениями. К тому же современный человек, занима­ясь хозяйственной деятельностью, использует породы, созданные лед­ником. Почвообразующими породами на огромном пространстве ма­териков служат отложения ледника и его талых вод. Кроме того, формирование климата, а вслед за ним природных зон также тесно связано с эпохами оледенений.

Несмотря на то, что созданные ледником отложения лежат на поверхности, изучены они далеко недостаточно. В отличие от осадочных пород морского происхождения, ледниковые осадки, как правило, не содержат руководящих остатков фауны и флоры. Моренные отложения отличаются пестрым литологическим составом, который меняется на небольшом протяжении.

К числу основных методов, используемых в четвертичной гео­логии (геологии антропогена), относится литолого-стратиграфический. Он построен на изучении соотношения моренных (леднико­вых) и межморенных (межледниковых) отложений. Последние представлены озерными глинами, сапропелями, лессами, торфом, почвами, образованными на данной территории и погребенными между слоя­ми морен, принесенных ледником. Изучение межледниковых осад­ков спорово-пыльцевым (палинологическим), диатомовым, карпологическим, остракодовым и другими палеонтологическими методами позволяет определить общий характер природной среды в теплые межледниковые эпохи. В четвертичной геологии большое примене­ние находит геоморфологический метод, так как формы рельефа на территории, испытавшей оледенение, отличаются четкой закономер­ностью происхождения и распространения.

Существуют два основных взгляда на причину возникновения оледенений на Земле. Один из них рассматривает это явление как результат тектонических (горообразование) этапов на планете. Наиболее значительный альпийский орогенез предшествовал плей­стоценовому оледенению. Возникновение высочайших горных сис­тем вызвало коренные нарушения природной среды в целом: сокращение океанов, увеличение высоты суши, изменение климата в сторону похолодания и иссушения, формирование новой системы океанических течений и т.д. Согласно расчетным данным, для нача­ла ледниковой эпохи достаточно понижения среднегодовой темпе­ратуры на севере Европы на 3 - 5°, что могло произойти в связи с указанными процессами.

Вторая точка зрения объясняет причину образования матери­ковых ледников теллурическими причинами — периодическим уменьшением солнечной радиации.

Установлены четыре эпохи оледенения, выделенные в Аль­пах еще А. Пенком и Е. Брюкнером. Аналоги горных ледниковых эпох обнаружены на равнинах Европы и Северной Америки. Аль­пийские названия перенесены на равнины, но в разных регионах и странах существуют свои названия ледниковых эпох. Наиболее древ­нее гюнцское (gunz — G) сменилось миндельским (тindel — М), за­темрисским (riss — R) ипоследним— вюрмским (wurm — W). Соответствующие межледниковые эпохи названы гюнц-миндельской (GМ), миндель-рисской (МR), рисс-вюрмской (RW).

В отечественной геологической и геоморфологической лите­ратуре для ледниковых эпох утвердились следующие названия: ок­ская (миндельская), днепровская, московская, валдайская; для меж­ледниковых: лихвинская, одинцовская (рославльская), микулинская (муравинская). В Беларуси также существуют свои названия лед­никовых и межледниковых эпох (см. главу 19).

Максимальным оледенением в Восточной Европе является днепровское (рисское). Его южная граница проходила у северного подножия Средне-Европейских гор и Волыно-Подольской возвышенности, затем спускалась на юг по долине Днепра вплоть до 48"30' северной широты, образуя днепровский язык. Обогнув с севера Среднерусскую возвышенность, край ледника спускался по долине Дона до впадения реки Медведицы (донской язык), а затем подни­мался на северо-восток в обход Приволжской возвышенности и к Уралу около 59° северной широты.

Последующие ледниковые эпохи занимали значительно мень­шую площадь. Граница московского оледенения проводится от за­падной границы Беларуси (Беловежская гряда) и далее на Ганцевичи, Солигорск, Бобруйск, Климовичи, Рославль к Москве, далее к Ко­ломне, Владимиру, Галичу на Волге, огибая Северные Увалы и спускаясь по среднему течению реки Юг.

Наиболее молодое валдайское оледенение распространялось лишь на севере западе Европы по линии: Берлин-Варшава, далее Гродно-Вильнюс-Свирь-Лепель-Орша, отсюда вдоль восточной окраины Валдайской возвышенности на северо-восток к устью Мезени (рис. 43).

Территория Беларуси является одним из эталонов геологии и геоморфологии антропогена, так как на ней экспонированы осадки и формы рельефа трех последних ледниковых эпох и представлен комплекс типичных гляциальных и водно-гляциальных комплексов.