В районе.Рогачева и Жлобина наблюдаются две надпойменные террасы (Горецкий, 1970, рис. 30-33). О возрасте верхней из них можно судить по тому, что ее аллювий залегает выше линзы торфа микулинского возраста. Палеоботанические Радиоуглеродные исследования аллювия II надпойменной террасы (Арсланов, Вознячук и др., 1971) показали, что он накапливался более 45 тыс. л.н. в холодных приледниковых условиях. Не исключено, что ледниковые воды поступали в этот участок Днепра по долине, проходившей через истоки р. Баси и меридиональный участок долины р. Ресты; далее долина пересекала современный Днепр у г. Быхова и шла по нижнему течению Друти.
По р. Березине (днепровской) осуществлялся сток ледниковых вод. Как уже указывалось выше, верхняя часть водосборного бассейна Березины находилась севернее микулинского главного водораздела и там существовало приледниковое озеро. Рисунок гидрографической сети, близкий к современному, оформился там только ко времени вепсовской стадии. Ниже по течению, в районе дер. Муравы (Горецкий, 1970, рис. 35), Березина протекает в долине шириной 4 км. В обрыве II надпойменной террасы, имеющей высоту 13-14 м, здесь обнажается торфяник микулинского возраста, перекрытый аллювием этой террасы. Высота I террасы - 5-7 м. Условия здесь аналогичны условиям в районе г. Рогачева.
Ниже Бобруйска Березина течет в очень узкой долине шириной 300 м (Горецкий, 1970, рис. 36). I надпойменная терраса здесь отсутствует, а II сливается с водораздельными пространствами. Вероятно, нижнее течение Березины формировалось сравнительно поздно, может быть, даже тогда, когда сток •ледниковых вод через среднюю Березину уже прекратился. Анализ рельефа восточного Полесья показывает, что ледниковые воды из среднего течения Березины могли поступать в нижнее течение р. Свислочь и затем через г. Осиповичи попадать в р. Птичь, впадающую в Припять. выше г. Мозыря.
Непосредственно ниже устья р. Березины (Горецкий, рис. 37) долина Днепра врезана в неогеновые отложения, перекрытые среднечетвертичной мореной; подошва верхнечетвертичного аллювия не опускается здесь более чем на 10 м ниже уровня реки; в долине имеются только пойма и I надпойменная терраса. Такой же характер носит долина Днепра на трех поперечниках, расположенных ниже впадения р. Сож (Горецкий, 1970, рис. 44-46). Отсутствие здесь II надпойменной террасы наводит На мысль о том, что в период ее формирования направление течения Днепра ниже Жлобина не совпадало с современным и могло быть юго-западным. Тогда Днепр, пересекая не
дечно и Ошмяны из Верхне-Вилийского озера. Оно получило сток в Вильняльское озеро и далее в Воке-Мяркисское озеро. Эти два небольших озера образовались на территории, освободившейся из подо льда; они имели сток в Верхне-Неманское озеро. Оршанское озеро увеличило свои размеры и распространилось на верхние части водосборных бассейнов Лучесы и Каспли (притоков Зап. Двины), Восточнее возникло Межинское при-ледниковое озеро, которое соединялось с Дорогобужским озером; оба озера имели уровень около 215 м. Несколько позднее образовался прорыв у г, Смоленска, в результате чего Дорогобужское озеро было спущено, а уровень Межинского озера опустился до 195 м.
3. В ходе дальнейшего отступления ледников (рис. 5, В) освободился район г. Вильнюса. Там образовалась долина прорыва, занятая теперь нижним течением р, Воке (приток Няриса), Верхне-Вилийское озеро получило сток по Вильнюсской прадолине, нижнее течение которой непосредственно соединялось с Верхне-Неманским озером. Началось образование Полоцкого приледникового озера, которое имело сток в р. Березину. Сток из Межинского озера стал идти в направлении бассейна р.Каспли.
4. Когда ледники отступили в пределы главной полосы краевых образований (вепсовская стадия) (рис. 5, Г), освободился порог стока в районе г, Августова, В результате Верхне-Неманское озеро снизило свой уровень до 125 м, а в Вильнюсской прадолине образовался нижний флювиогляциальный террасовый уровень. Полоцкое.озеро достигло весьма значительных размеров. Оршанское озеро увеличилось и превратилось в Оршанско-Суражское озеро (к нему присоединились остатки Межинского озера), окружавшее огромный остров - Витебско-Руд-ненскую возвышенность.
5. Отступление ледника от краевых образований вепсов-
ской стадии вызвало начало стока по Даугавпилсской долине про
рыва и далее по р. Швянтойи в направлении Нижне-Нямунасско-
го озера (рис. 5, Е). Полоцкое озеро снизило свой уровень, а
в дальнейшем исчезло совсем. Образовалась долина Днепра южнее г. Орши; в результате Оршанско-Суражское озеро снизило свой уровень (рис, 5, Д). Несколько позднее его северная часть была спущена Зап. Двиной. Все это привело к формированию рисунка гидрографической сети, близкого к современному.
Глава V
ВЕРХНЕ-ВОЛЖСКАЯ СИСТЕМА ПРИЛЕДНИКОВЫХ ОЗЕР
В водосборном бассейне Верхней Волги господствует общее юго-восточное направление стока. Если бы оно существовало здесь начиная с микулинского времени, то приледниковые озера не смогли бы образоваться. Но многочисленные признаки свидетельствуют об обширной системе приледниковых озер. За валдайское время гидрографическая сеть этого района претерпела коренную перестройку.
Доледниковая речная сеть имела здесь общее северное направление (Квасов, 1963; Лобачев, 1965; Квасов, Малаховский и др., 1975). О гидрографии микулинского времени пока нельзя составить определенного суждения. Но микулинский главный водораздел, как указывалось выше, проходил юго-восточнее современного. Он шел по восточной части Смоленско-Московской возвышенности, далее поворачивал на северо-восток, пересекал современную Волгу в районе г. Плеса и по Галичско-Чухломской возвышенности выходил к Северным Увалам, Нижнее течение Сухоны пересекал местный водораздел; в результате район Сухонской низины тяготел не к Сев. Двине, а к верхней Волге,
В отношении бассейна верхней Волги на протяжении многих лет ведется дискуссия по поводу положения границы валдайского оледенения. Она, вероятно, проходила по внешнему краю области широкого распространения небольших озер (Чеботарева, Квасов, Кириллова, 1969), Это ее положение было обосновано К.К.Марковым (1989) и теперь активно отстаивается Н.С.Чеботаревой (1969).
1. Тверское озеро
Тверским озеро названо по Тверской гряде, которая в период высокого стояния уровня представляла собой полуостров. Озеро занимало обширную низину, протянувшуюся вдоль р. Волги от дер. Якшино (между городами Старицей и Калининым) до г. Калязина (рис.7,А). На юге эту низину ограничивает Клинско-Дмитровская гряда, на юго-западе - Гжатско-Можайские гряды, на западе - нижняя часть Торжковской гряды, на северо-западе -Лйхославльская возвышенность и возвышенность Бежецкий Верх, наконец, на северо-востоке - Гряда, тянущаяся вдоль левого берега р. Кашинки, и юго-западная часть Угличской возвышенности. До строительства водохранилищ Волга в пределах низины имела падение от 125 до 100 м. Низина имеет высоты до 150 м. На этом уровне она сообщается по современной долине Волги с Молого-Шекснинской низиной. По сквозной долине, соединяющей две реки с одинаковым названием - Нерль (волжскую и клязьминскую), низина имеет также выход в бассейн Клязьмы.
В ходе исследований геоморфологии Калининской области Н.Е.Дик (1938) охарактеризовала низину как „зандровую равнину*. Тогда же были составлены палеогидрологические схемы этого района (Барановская, Дик, 1938). Как указывают авторы (стр. 51), „на схеме получается впечатление озера, имеющего относительно слабый отток".
В низине действительно могли существовать озера в конце среднечетвертичного оледенения. Но в валдайское время они должны были образоваться вновь. Хотя ледник и не граничил непосредственно с озером, он преградил пути стока из этого района. Единственным выходом для вод озера могла служить сквозная долина в районе г. Переяславля-Залесского, Отметка порога стока здесь составляет около 140-145 м. Именно на такой высоте (135-140 м) находится обширная террасовая поверхность, сложенная песками (мощностью 2-3 м) на морене (Дик, 1988, 1949). Эта поверхность образует водораздельные пространства между долинами современных рек. На склоне Клинско-Дмитровского уступа наблюдаются террасовые ступени, выработанные абразией приледникового озера (Соколов, 1954). Кроме поверхности с высотами 135-140 м, имеется также более низкая поверхность (120-125 м), которая представляет собой террасовый уровень в долинах. Так, в районе Калязина к Волге примыкает плато, бровка которого находится на высотах 30-35 м над уровнем реки (130-135м абс.) и боровая терраса, покрытая дюнами, высотой 15-18м (115-118м абс.) (Спиридонов, 1938). Уровень плато соответствует, таким образом, высокому озерному уровню, а уровень боровой террасы -
низкому. Небольшие глубины озера не способствовали отложений ленточных глин. Последние могли отлагаться лишь Н немногих местах, например в низовьях р. Шоши, где существовал закрытый залив.
Учитывая, что бровка террасы находится ниже ее тылового шва, а поверхность аккумуляции в водном бассейне ниже уровня этого бассейна, можно предположить, что Тверское озеро имело первоначально уровень около 140-145 м, который затем снизился до приблизительно 125-130м. При высоком уровне озеро занимало всю низину и имело сток в клязьминскую Нерль (Барановская, Дик, 1938; Бреслав, 1971). Порог стока находился, вероятно, восточнее современного водораздела - там, где Нерль пересекает границу Ярославской и Ивановской областей. При уровне около 125-130 м широкий озерный бассейн существовал уже только в районах, примыкающих к участку Волги между городами Кимры и Калязин (рис. 7, Б). Здесь он заходил далеко на северо-запад вдоль р. Медведицы и на юго-восток вдоль волжской Нерли, выше г. Кимры был вытянут относительно узкой полосой вдоль современного течения Волги. Глубокий залив вдавался также вдоль р. Шоши. Во время стояния низкого уровня сток из озера мог идти только в северо-восточном направлении - вдоль современного русла.Волги ниже г. Калязина.
2. Верхне-Моложское и Средне-Моложское озера
Озерные равнины, существовавшие в водосборном бассейне верхней и средней Мологи, описаны А.И. Спиридоновым (1938). Он, однако, считал их зандровыми равнинами. Верхне-Моложское озеро состояло из двух плесов (рис. 7, А). Один из них занимал самое верхнее течение современной Мологи. В настоящее время там существует совершенно плоская заболоченная равнина с абсолютными высотами 135-145 м. Другой плес находился к северо-западу от г. Бежецка. В его пределах Молота протекает теперь через довольно крупное оз. Берестово. Средне-Моложское озеро находилось между Лесной и Спас-Коноплянской грядами. Абсолютные высоты поверхности озерной равнины составляют 130-145 м и более. Ранина сложена слоистыми песком и гравием, причем с запада на восток материал становится все более тонким и однородный. Пески местами подвергались дефляции и на их поверхности образовались
дюны.
Можно предположить, что во время максимальной стадии валдайского оледенения приледниковые озера с уровнем около
В
Рис. 7. Верхне-Волжская система приледниковых озер.
А - во время максимальной стадии валдайского оледенения, Б - во время отступления ледников вепсовской стадии, В - во время начального этапа отступления ледников лужской стадии.
Штриховая линия - ъоао'Р&зр.&щ ограничивавший водосборный бассейн Верхне-Волжской системы. Цифры в кружках: 1 -Тверское озеро; 2 - Верхне-М оложское озеро; 3 - сток из Верхне-Моложского озера; 4 - сток из Тверского озера по долине р. Нерли (клязьминской); 5 - Молого-Шекснинское озеро; 6 - Сухонское озеро; 7 - Костромское озеро; 8 - Ростовское озеро; 9 - сток из Костромского озера по долине р. Тезы; 10 - сток по долинам Клязьмы, Оки и Волги; 11 - Важское озеро; 12 - сток по долине р. Уфтюги (сухонской); 13 - Верхне-Шекснинское озеро; 14 - древнее Белое озеро; 15 - сток из Сухонского озера в Воже-Лаченское озеро; 16 - Воже-Лаченское озеро; 17 - Привалдайское озеро; 18 - Тутаевская долина прорыва; 19 - сток По долине р. Вытегры; 20 - Вытегорское озеро; 21 - сток по сквозной долине Ошта-Тукша-Оять.
150 м имели сток на юго-запад в Тверское озеро. Средне-Мо-ложское озеро непосредственно граничило с краем ледника и, возможно, на какой-то период покрывалось им (Козлов, 1971), чем и объясняется грубозернистость озеро-ледниковых отложений. Когда ледник начал отступать, озера получили сток на север в направлении Молого-Шекснинской низины.
3. Молого-Шекснинское озеро
Молого-Шекснинское озеро занимало обширную низину, которую ограничивает на северо-западе Вепсовская возвышенность, на северо-востоке - Андогские гряды и Вологодская возвышенность, на юго-востоке - Угличско-Даниловская возвышенность и на юго-западе - Овнищенская возвышенность (рис. 7, А). На то, что низина в прошлом была занята озером,: указывал еще В.В.Докучаев (1878). Но его идеи были возрож-дены только в недавнее время. В литературе последних лет первым подробную характеристику Молого-Шекснинского озера дал А.И. Москвитин (1947). Он отмечал наличие четырех озерных террасовых уровней (128-132, 117-122, 107-110 и 100-105 м абс.) и полагал, что верхний из них образовался во время выделенного им калининского оледенения, а остальные - во время молого-шекснинского межледниковья. Вопрос о стратиграфии отложений Молого-Шекснинской низины стал в последние годы предметом оживленной дискуссии.
В районе Рыбинска на берегу Волги у с, Черменино и в долине р. Черемухи известны осадки неглубокого межледникового озера, перекрытые озерно-ледниковыми отложениями. А.И. Москвитин (1947) считал разрезы, этих отложений стратотипом молого-шекснинского межледниковья. В дальнейшем, однако, спорово-пыльцевые анализы, проделанные В.П.Гричуком (Шик, 1961) и Е.А.Спиридоновой (Арсланов, Громова и др., 1967), а также радиоуглеродные датировки (около 64 тыс, л.н.) (Арсланов, Громова и др., 1967) бесспорно доказали микулинский возраст этих отложений.
В центральной части Молого-Шекснинской низины при бу«рении вскрыта толща отложений мощностью до 30 м (глин, супесей, песков), залегающих на коренных породах или на морене. По мнению Е.И.Хавина (1962) и В.Г.Ауслендера (1967), нижняя морена отлагалась во время бологовской стадии, а озерные осадки - во время березайского межстадиала. Иная точка зрения у В.П.Гричука, Е.А.Мальгиной, М.А.Фаустовой (Фаустов и др., 1969). Они считают и нижнюю морену и залегающие на
ней озерные отложения более древними. Не исключено, что морена имеет среднечетвертичный возраст, а озерные отложения формировались в конце среднего плейстоцена, так и во время начальных стадий валдайского оледенения.
Озерные отложения в северо-западной части низины перекрыты верхней мореной. Согласно В.Г. Ауслендеру. Она обоазовалась во время едровскои стадии. Но в свете последних
исследований, в том числе проведенных самим В.Г.Ауслендером
(Арсланов, Ауслендер и др., 1970), более вероятно, однако,
что верхняя морена образовалась во время максимальной стадии валдайского оледенения.
Следует отметить, что полоса краевых образований максимальной стадии валдайского оледенения в пределах Молого-Щэкснинской низины прерывается. Ледник здесь граничит с озеpoм моренный материал в пределах которого разносился айсбергами. Границы распространения ледников и созданных ими моренных отложений могут поэтому не совпадать. В таком случае границу оледенения проводят условно. Айсбергами и озерными льдами могли быть перенесены также те валуны и галька, которые находят в озерных отложениях валдайского возраста в Молого-Шекснинской и других соседних низинах. На северо-западе отложения приледникового озера постепенно переходят в зандры вепсовской стадии.
Уровни озера зафиксированы террасами, широко развитыми в пределах Молого-Шекснинской низины.
| Е.И.Со- | А.И.Мо- | А.И.Спи[А.М.Ар- | Е.И.Ха- | В.Г.Аус4УровнИ | ||
| мов, 1939 | сквитин, | ридонов | хангель- | вин, | лендер, | озера, при |
| и Н.А. Спиридо нова, | ский, -1960 | нимаемые в настоящей рабо- | ||||
| те | ||||||
| - | - | ' - | - | 145-152 | 140-152 | 140-145 |
| - | 128-132 | - | - | 130-133 | 130-138 | 125-135 |
| - | 117-120 | 114-118 | 117-122 | 120-125 | 120-127 | |
| - | 107-110 | - | 110-114 | 110-112 | 110-116 | 11О |
| 100-105 | 100-105 | 103-106 | 100-107 | 103-107 | 103-107 | |
| 98-100 | - | - | - | 96-100 | - | - |
Обращает на себя внимание сходство высот двух верхних террас с террасами Тверского озера. В конце среднечетвертичного оледенения на склонах котловины могли образоваться самые высокие террасовые уровни. Уровень 140-145 м сформировался, вероятно, во время максимума валдайского оледенения и непосредственно после него. Он наблюдается в окрестностях Череповца (Ауслендер, 1966 а), находившихся под покровом
валдайского оледенения. Отложения этой и следующей за ней более низкой террасы имеют крайне холодные спорово-пыльце-вые спектры: преобладают споры зеленых и сфагновых мхов и папоротников, травянистых растений очень мало (до 6%).
Бассейн с уровнем 140-145 м мог иметь сток в направлении Тверского озера и далее в клязьминскую Нерль, После отступления ледника от Вологодской возвышенности возникло непосредственное сообщение между Молого-Шекснинским и Сухонским бассейнами. Образование террасрвого уровня высотой 125-130 м связано, вероятно, со стоком из Верхне-Волжской системы в северо-восточном направлении (подробнее об этом см. ниже). Озеро было опущено еще в позднеледниковое время. В начале голоцена, а может быть, даже в аллерёде в низине началось образование торфяных болот (Ауслендер, 1966 б).
4. Белозерское приледниковое озеро
Белозерское приледниковое озеро располагалось в котловине, центральная часть которой занята современным Белым озером (рис. 7, Б, В), Проливы между возвышенностями Белозер-ско-Кирилловской гряды соединяли его с Верхне-Шекснинским приледниковым озером, которое на юго-востоке граничило с Вологодской возвышенностью. На юго-западе Андогские гряды отделяли Верхне-Шекснинское озеро от Молого-Шекснинского. Пролив, соединяющий эти бассейны, находился в районе г. Череповца. Белозерская низина покрывалась ледниками вепсовской стадии (Малаховский и др., 1969; Чеботарева, 1969), поэтому в ее пределах могли существовать озера, образовавшиеся только после отступления ледников этой стадии. В связи с этим характерно отсутствие здесь террасового уровня 140-145 м. Самая высокая терраса имеет высоту около 130 м (Архангельский, 1960) и соответствует уровню Молого-Шекснинской и Тверской низин.
Воды Белозерского приледникового озера покрывали водораздел рек Ковжи и Вытегры (там, где теперь проходит Волго-Балтийский водный путь), имевший до строительства канала высоту 118 м (Яковлев, 1928). В Белозерской низине, в долине р. Ковжи т на самом водоразделе, распространены ленточные глины. Когда началось отступление ледников от главной полосы краевых образований, сток из Белозерского бассейна, а тем самым и из всей Верхневолжской системы, мог приобрести на короткое время северо-западное направление, В это время на склонах Белозерской котловины сформировалась терраса высотой 120-122 м. Долина, по которой в микулинское вре
мя происходил сток на северо-запад из водосборного бассейна Белого озера, была в валдайское время заполнена ледниковыми отложениями. Когда после валдайского оледенения сток на северо-запад возобновился, новая река образовалась в стороне от древней долины. Выходы известняков в ее русле препятствовали глубинной эрозии. Это способствовало сохранению высокого уровня всей Верхне-Волжской системе, которая вскоре получила сток на юго-восток. Рисунок гидросети, близкий к современному, определился после того, как возник прорыв у г. Плёса.
5. Сухонское озеро
Обширная низина, находящаяся в западной части водосборного бассейна Сухоны, ограничена с юго-запада Вологодской возвышенностью, с юго-востока - западной частью Северных Увалов и с севера - возвышенностью Сухонское Заволочье (рис. 7, А, Б, В). Нижнее течение р. Сухоны проходит в эрозионной долине глубиной до 80 м. Падение реки от Тотьмы до Великого Устюга составляет 70 м, а выше Тртьмы - только 10 м. Прорыв Сухоны через водораздел произошел в недавнее время. Последний, вероятно, пересекал современную реку ниже пос, Нюксеница. До прорыва сток из Сухонской низины происходил в другом направлении. Самый низкий порог стока, высотой около 120 м, находился на западе, на водоразделе Кубанского озера и Шексны. Через него проложен Северо-Двинский канал. Широкими Проходами Сухонская низина соединяется также с Костромской и Воже-Лаченской низинами. Высота порогов стока в этих проходах составляет около 130 м. В Сухонской низине, так же как и в Молого-Шэкснинской, полоса краевых образований максимальной стадии валдайского оледенения прерывается. Моренный материал мог быть и здесь разнесен айсбергами и озерными льдами по акватории озера,
О существовании в Сухонской низине озер с высокими уровнями в молого-шекснинское время писал А.И.Москвйтин (1947), Н.Н.Соколов (1957) указывал на1 существование здесь озер в конце предпоследнего и во время последнего оледенения, а также в послеледниковое время, В начале 60-х годов (Хавин, 1962; Квасов, 1963) было высказано мнение, что приледниковое озеро с высокими уровнями находилось в Сухонской низине во время максимальных стадий валдайского оледенения,
В,Б.Соколова(1967) описывает террасы высотой 152-160, 140-145, 125-130 м. образовавшиеся. По ее мнению, в валдай
ское время. Более вероятно, однако, что уровень 152-160 м формировался в конце среднего плейстоцена. Два других уровня соответствуют высотам террас Молого-Шекснинской и Тверской низин, А.А.Ляпкина и К.И.Усольцева (1970) отмечают террасы на высотах 107-112.5 (пойма Сухоны и ее притоков), 113-118, 122-125, 130-135 м и уступ на высоте 140-145 м, ограничивающий низину. В.П.Гричук (Гричук и др., 1969, стр. 76-80) и М.А.Фаустова (Фаустова и др., 1969, стр. 201-203) изучили террасы на юго-западном склоне котловины Кубенского озера, бровки которых находятся на высотах 8, 12 и 15 м над уровнем озера, или 119, 123 и 126 м абс. Верхняя из них соответствует уровню 125-130 м, средняя фиксирует остановку в ходе снижения зеркала озера, а нижняя, вероятно, образовалась уже в голоцене. Более поздние исследования отложений средней террасы (Арсланов, Ауслендер и др., 1970) показали, что они могли формироваться во время лужской стадии. Об этом свидетельствует радиоуглеродная датировка древесины с глубины 7.8 м -13160 ± 390 л.н. (ЛУ-8А).
Во время максимальной стадии валдайского оледенения, когда ледник подходил к Вологодской возвышенности, Сухонское озеро сообщалось только с Костромским озером. Как будет показано ниже, Костромское озеро в этот период имело сток в р. Тезу (приток р. Клязьмы).. Уровень обоих озер стоял на высоте 145 м. Во время отступления ледников вепсовской стадии освободился ото льда путь стока через Воже-Лаченскую низину и далее на северо-восток по направлению к нижнему течению Сев, Двины. Уровень во всей системе озер снизился до высоты порядка 130 м. Прорыв в районе г. Плёса произошел в начале бёллинга. Быстрая глубинная эрозия в Плесской, а затем и в Тутаевской долинах прорыва привела к спуску Костромского и Молого-Шекснинского озер и обособлению Сухонского озера.
Особенный интерес представляет террасовый уровень высотой 110-120 м, занимающий дно Сухонской низины. Отложения бассейна с уровнем 120 м прорезаны р. Вологдой и ее притоками Содимой, Пудежкой и Тошней, на берегах которых известно несколько интересных разрезов. На р. Содиме разрезы были изучены Г.И.Ширяевым и И.А.Перфильевым (1912). Под двухметровым слоем глин ими были найдены большие стволы дуба, ели, ольхи и можжевельника. В настоящее время дуб в этом районе не встречается, можжевельник же не достигает больших размеров. В другом разрезе (Ширяев, Перфильев, 1913) под слоем глины (1.5 м) обнаружены хорошо сохранившиеся шишки сибирской ели, встречены остатки тополя, ольхи, дуба, вяза. Г.И.Ширяев и А.И. Перфильев датировали отложения, включающие
остатки дуба, литориновым временем. Интерпретируя эти энные, А.И.Яунпутнинь (1936) пришел к выводу, что Сухонское озеро с уровнем около 120 м существовало в атлантическое время. Н.С.Чеботаревой и В.Б.Соколовой были отобраны образны органогенных отложений из террас рек Вологды, Содимы, Пудежки Тошни. Для них получены датировки 10860 ± 320 ян. (МО-377), 10000 ± 310 л.н. (МО-379), 2780 ± 180 л.н. (МО-3-76) и 3720 ± 130 л.н. (МО-381) (Виноградов и др., 1966). Особо интересен последний образец, так.как он отобран с глубины 4,1 м из отложений террасы, имеющей высоту 4.5 м над уровнем р. Тошни, Спорово-пыльцевой анализ двух разрезов на берегу р, Содимы показал, что выше позднеледниковых озерных отложений, на глубине около 3 м от поверхности озерной террасы высотой 117-120 м, залегают русловые и старичные фации аллювия. Они имеют абсолютную датировку 9370 ±110 л.н, (ЛУ-49). Вышележащие слои глин (в верхней части разреза они перекрываются песками) имеют спорово-пыльцевые спектры, характерные для атлантического и суббореального периодов голоцена (Гаркуша и др., 1970).
Все данные показывают, что в конце позднеледникового времени уровень Сухонского озера упал приблизительно до 115 м. Имея небольшой водосборный бассейн, озеро могло в условиях аридного климата позднеледниковья стать бессточным. В начале голоцена оно повысило свой уровень до 120 м и приобрело сток в западном направлении в р. Шексну, присоединившись, таким образом, к водосборному бассейну Волги. На рубеже суббореального и субатлантического времени образовалась долина прорыва нижнего течения р. Сухоны. Эрозия в ней привела к довольно быстрому спуску озера. Его остатком является Кубенское озеро. Верхнее течение Сухоны почти не врезано в поверхность озерной равнины. Ширина поймы достигает здесь 15-18 км. Более точно определить момент спуска Сухонского озера можно было бы только путем изучения археологических памятников, приуроченных к его берегам.
6. Костромское озеро
Костромская низина ограничена с северо-запада Углич-ско-Даниловской, а с юго-востока - Галичско-Чухломской возвышенностями. На севере низина свободно сообщается с Сухонской низиной. На юго-востоке пролив вдоль современной Р. Которосли соединял Костромское и Ростовское озера. Основная часть низины имеет отметки ниже 100м. Волга от Тутае-
ва до Плеса имела до строительства Горьковского водохранилища очень небольшое падение - от 82 до 75 м. От основной части низияы отделяются два обособленных понижения: одно -в среднем течении р. Солоницы, в районе г. Нерехты, и другое - вдоль р. Волги, между городами Костромой и Красное-на-Волге. В северо-восточной части Костромской низины находится Галичское озеро (рис. 7, А). Важное значение для решения вопроса о возрасте Костромского озера имеют данные о характере отложений, перекрывающих межледниковые торфяники на побережье Галичского озера. Так, торфяники у дер. Лобачи и в овраге Балчук В.С.Доктуровский (1923) датировал рисс-вюрмским (микулинским) временем и полагал, что торф перекрыт моренными отложениями. Позднее К.К.Марков (1939) доказал, что выше торфа залегают суглинки, почти не содержащие валунов, а потому посчитал их делювиальными. Между тем на приводимом К.К.Марковым (1939, рис. 12) продольном профиле оврага Балчук хорошо видно, что суглинки образуют практически совершенно горизонтальную поверхность на высоте порядка 140 м. Такие условия залегания свойственны скорее озерным, чем делювиальным отложениям. Именно к такому выводу пришли В.П.Гричук "и Н.С.Чеботарева (Чеботарева, 1959). Озеро с очень высоким уровнем существовало во время валдайского оледенения (рис, 7, А). Находки в озерных отложениях очень незначительного количества валунов легко объяснить их переносом айсбергами и озерными льдами.
В микулинское время озеро с уровнем около 90 м располагалось в самой глубокой части Костромской долины. Его отложения (пески) вскрываются скважиной у дер. Песочное (рис. 8) на глубине 24-29 м (Евсеенков и др., 1967). В то же время в средней части низины формировались торфяники, которые обнажаются в обрывах II надпойменной террасы р. Костромы, в 2 км ниже г. Буя и в 3 км выше устья р, Шачи (Марков, 1939). Тогда же шло осадконакопление в котловинах небольших озер Костромской долины. Отложения одного из них вскрыты бурением II надпойменной террасы Галичского озера (Никольская, Гольц, 1965), которая имеет высоту 5-7 м над уровнем озера, В небольших озерных котловинах откладывались также упомянутые выше торфяники и сапропели, вскрытые в разрезах Балчук и Лобачи, а также отложения, вскрытые оврагом Гремячка в районе г, Плеса (В.П.Гричук, М.П.Гричук, 1959).
