Но поводу положения границы валдайского оледенения на Онего-Baжском междуречье и в долине р. Ваги до настоящего времени не было единого мнения [Заррина, 1966; Геология четвертичных отложений Северо-Запада европейской части СССР, 1967; Чеботарева, 1972].

В 1973-1976 гг. в результате осуществления здесь групповой геологической съемки с широким применением аэрометодов подучены новые данные о краевых образованиях валдайского оледенения, позволившие авторам уточнить его границу.

По комплексу признаков в описываемом районе выделены три полосы, закономерно сменявшие друг друга с запада на восток: 1) территория, покрывавшаяся валдайским ледником; 2) зона перигляциальных водно- и озерно-ледниковых образований; 3) площадь развития только московского оледенения.

Авторы вслед за Н.С. Чеботаревой и И.А. Макарычевой [1974] принимают верхневалдайский возраст максимальной стадии оледенения. Валдайский ледник в максимальную (бологовско-едровскую?) стадию надвигался на рассматриваемую территорию двумя языками: онегорецким и северодвинским. Первый из них оставил следы на Онего-Важском междуречье, второй - в депрессиях рек Сев. Двины и Ваги (рис. 1). В верховьях рек Ледь и Мехреньга наблюдается угловое сочленение краевых зон этих языков, обусловленное тормозящим влиянием Меловской возвышенности.

Поскольку надвигание льда онегорецкого языка происходило на возвышенные участки рельефа, здесь образовались морены напора. Краевые образования, такие как подледные рытвины с ложбинными озерами, озы, имеют радиальное направление; камы и участки холмисто-моренного рельефа выражены четко. Граница оледенения в целом имеет субмеридиональное простирание с несколько выдвинутым на восток положением по Мошинской депрессии. Этот отрезок составляет фронтальную часть онежского языка. Движение северодвинского язык происходило по выровненному днищу одноименной депрессии; здесь более характерны маргинальные формы. Граница валдайских отложений в этом месте образует дугу с выдвинутым к югу краем в осевой части депрессии р. Вага, т.е. имеет вид лопасти. Выраженность краевых образований этих языков льда в рельефе и, соответственно, на аэрофотоматериалах - различная.

Территория, бывшая подо льдом в валдайскую ледниковую эпоху в пределах Онего-Важского междуречья, несет свежие следы его присутствия и благодаря им, четко отделяется от поверхностей, не покрывавшихся ледником. Такими следами являются участки холмистого аккумулятивного моренного рельефа, камы, озы, подледные радиальные рытвины с ложбинными озерами, камы со специфическим грядовым рельефом, возникшим у края льда и т.д. В краевой зоне наибольшим распространением пользуется холмистый моренный рельеф с камами и флювиогляциальными холмами, осложненный подледными рытвинами и многочисленными ложбинами стока талых ледниковых вод. Подчиненное значение имеет плоскоравнинный рельеф котловин приледниковых озер и долинных зандров, возникших в понижениях поверхности в фазу деградации ледника наряду с ложбинами стока.

Размах относительных высот первичного холмисто-моренного рельефа невелик - обычно ото 20-15 м, максимум 20 м. Холмы чередуются с западинами, часть из которых заболочена. Размеры холмов и западин в плане -200-400 м, редко больше (рис. 2, А). Крупные камы и скопления камовых холмов достигают 1-4 км и более в диаметре и 25-50 м высоты. Часто холмы и западины имеют характерную для таких аккумулятивных образований лопастную форму (рис. 2, Е).

Ярким элементом краевой зоны оледенения являются радиальные подледные рытвины с ложбинными озерами в переуглублениях дна. Рытвины во многих случаях имеют слепые дистальные концы, за которыми расположены аккумулятивные песчаные всхолмления флювиогляциальных дельт. Такие образования четко фиксируют бывшее пространственное положение края активного ледникового массива, под которым они возникли. В других случаях продолжением рытвин с внешней стороны от границы оледенения являются ложбины стока талых вод. Но при этом ложбины стока резко отличаются по морфологии от рытвин - днища ложбин стока выровненные, борта оформленные, пологие, часто со следами разных уровней. Днища же рытвин отличаются неровностью, склоны крутые, ширина непостоянная. Нередко наблюдаются разветвления рытвин, отмечающие изменения их русел. Рытвины довольно часто заканчиваются узкими ложбинными озерами, ширина которых 0,1-0,7 км при длине 1,2-5 км и глубине до 10 и более метров. Борта озер также крутые. Обычно берега рытвинных озер и днища рытвин сопровождаются озами, расположенными вдоль них, что отражает генетическую связь этих форм (рис. 2, Г).

Предполагается, что рытвины образовались подо льдом работой потоков, выходящих под гидростатическим давлением из ледниковых ворот, но, как пишет А.А. Асеев [1974], остается неразрешенной проблема дальнейшего сохранения рытвин от заполнения их наносами. Часть рытвин сохраняется, вероятно, в тех случаях, когда они расположены на обратных склонах в формируются в активную фазу ледника, до превращения его в мертвый лед. При омертвении льда и образовании долин стока вод во внутренней части ледника, приуроченных к наиболее пониженным участкам ледникового ложа, возникают условия, когда гидростатическое давление больше не действует, и по рытвинам вода потечет в обратном направлении, в сторону естественного уклона, унося с собой и соответствующий материал. Такой механизм объясняет сохранность от последующего заполнения рытвин и озер наносами.

По мере деградации ледника на освобождавшейся поверхности образовывались приледниковые озера и многочисленные ложбины стока талых вод. Днища бывших озерно-ледниковых котловин имеют плоский рельеф, довольно четко отделяются от склонов окружающих моренных и флювиогляциальных холмистых равнин. Значительные площади их заболочены. Ложбины стока талых вод отличаются разной глубиной, частично используются современной гидросетью. Часть ложбин представляет собой рытвины, заполненные позднейшими осадками, и на водораздельных участках выражена цепочками болот. Наиболее крупные из них расположены в линейно вытянутых понижениях и сливаются друг с другом, что хорошо видно на аэрофотоматериалах.

Южнее долины р. Вель краевые образования представлены в основном участками холмисто-моренного рельефа с редкими маловыразительными камами и озами; совершенно отсутствуют подледные рытвины с ложбинными озерами.

Как уже отмечалось, участки холмистого рельефа с камами и флювиогляциальными холмами в верховьях рек Мехреньги, Подюги и Вели могут рассматриваться как аналоги угловых морен напора. Об имевших здесь место напорных явлениях свидетельствуют ледниковые отторженцы каменноугольных и пермских отложений в морене и гляциодислокации, одна из которых показана на рис. 3.

Краевые образования северодвинского языка в депрессиях рек Сев. Двины и Ваги, относящиеся к максимальной стадии оледенения, выражены менее четко. Это обусловлено контактом ледника с подпрудным озерным бассейном, в котором краевые образования во время их формирования и при последующей деградации ледника подверглись размыву. Тем не менее, здесь отмечаются размытые округлые останцы гряд и холмов, которые вместе с заболоченными западинами на аэрофотоснимках образуют специфический ячеистый и ячеисто-грядовый рисунок. Развитие валдайского оледенения фиксируется и установленными валунными суглинками, залегающими на фаунистически охарактеризованных песках и глинах микулинского возраста (р. Вага - вблизи с. Усть-Паденьга, р. Сельменьга), а также развитием озерно-ледниковых террас с абсолютными отметками тылового шва 120-130 м, соответствующих максимальной стадии оледенения, за пределами ледника и отступлением аналогичной террасы во внутренних районах. Террасовые отложения залегают не на морене, а на фаунистически охарактеризованных образованиях микулинского межледниковья. Весьма примечательно наличие у границы оледенения, а за ней в цоколях высоких озерно-ледниковых террас «песчаной морены» - мореноподобных песчанистых суглинков с обломками пород и детритом раковин микулинских моллюсков, накапливавшихся в водных условиях, возможно, в результате размыва и переотложения моренного материала и подстилающих отложений.

В правобережье среднего течения р. Ледь, по периферии депрессии краевые образования, за редким исключением, тоже не сохранились - они размыты маргинальными приледниковыми потоками, и к этой зоне приурочены зандры и локальные камовые террасы с более высокими отметками тылового шва, чем 120 м.

На поверхности междуречья к западу от Важской депрессии в приледниковой зоне максимальной стадии валдайского оледенения протягивается полоса флювиогляциальных и озерно-ледниковых отложений шириной до 20 км. Рельеф этой территории представляет собой сочетание холмисто-западинных поверхностей водно-ледниковой аккумуляции и эрозии и плоско-выровненных участков днищ приледниковых озер в межхолмных понижениях. Они прорезаны ложбинами стока талых ледниковых вод и наклонными вниз по течению равнинами долинных зандров. Последние привязаны к верховьям таких рек, как Паденьга, Суланда, Шоноша, Елюга, Вель и другие, имеют ширину до 1-2 км, длину 10-12 км. Они врезаны глубже, отличаются значительным уклоном и слабоволнистым рельефом. Отложения перигляциальной зоны представлены песками, песками с гравием и галькой, реже супесями и глинами, залегающими на московской морене. Во многих местах московская морена выходит на поверхность. Амплитуды относительных высот холмисто-западинного рельефа небольшие, обычно до 10-15 м, склоны холмов положе. Для данного участка характерна значительная заболоченность, причем заболоченность мелкими, но частыми пятнами, что объясняет пятнистость ландшафта. Эта полоса хорошо распознается на аэрофотоматериалах и при аэровизуальных маршрутах.

Восточнее данной зоны флювиогляциальные и озерно-ледниковые образования валдайского возраста не прослеживаются. Поверхность здесь сложена московской мореной и имеет сглаженный эрозией рельеф (рис. 2, Б).

Севернее границы распространения максимального оледенения в Северо-Двинской и Важской депрессиях отмечается еще одна цепь аккумулятивных краевых образований, относящихся к более молодой, вепсовской (?) стадии оледенения. Они представлены краевыми моренными грядами, радиальными и маргинальными озами и камами, которые возвышаются наподобие островов среди озерно-ледниковой равнины более молодого возраста, имеющей абсолютные высоты 80-90 м. Гребни краевых моренных гряд достигают 100-110 м при относительных высотах 15-20 м; склоны их положе, поверхность слабо всхолмленная. Ширина гряд 0,5-1,5 км, длина - от 1-2 до 8 км. Контуры в плане слегка изогнуты. Цепочки гряд образуют дуги субширотной ориентировки с выпуклостями к югу. Здесь же развиты крупные озы в виде слабоизвилистых, местами почти прямолинейных гряд двух направлений: северо-западного и северо-восточного. Отдельные озы протягиваются на десятки километров. Высота их - 15-25 м, редко до 40 м. Ширина - от 100-150 до 300 м. В месте слияния гряд двух направлений озы расширяются до 600-700 м. Наиболее крупные озы на левобережье р. Ваги являются, по-видимому, маргинальными.

Камы представлены песчаными всхолмлениями, возвышающимися над окружающей поверхностью поздневалдайской террасы на 15-25 м. Размеры их в плане 1x2-3 км. Ориентировка и плановые очертания произвольные, лишь вблизи озов камы иногда вытянуты вдоль них.

Для краевых образований вепсовской (?) стадии оледенения, связанных с языком льда, двигавшимся вдоль Северо-Двинской депрессии, характерны строгая закономерная ориентировка аккумулятивных форм различного типа, определенный масштаб форм, большая свежесть, неразмытость их, особенно на более возвышенных участках, которые не подверглись при деградации ледника подтоплению приледниковым подпрудным бассейном. В Важской низине краевым формам данной стадии оледенения за ее пределами соответствует озерно-ледниковая терраса с абсолютными отметками тылового шва до 100 м. В Мошинской депрессии аналогичная терраса имеет более высокую абсолютную отметку тылового шва 120 м, которая определяется местной высотой порога стока на восток в долину р. Пуи.

В северном направлении моренные гряды, озы и камы протягиваются как единая система до района г. Емецка, соединяясь с аккумулятивными образованиями, описанными в его окрестностях В.Г. Легковой и Л.А. Щукиным [1972], которые авторы относят к осташковскому ледниковью. О наличии двух слоев морен в этой части депрессий Северной Двины и Ваги свидетельствуют данные профильного колонкового бурения в бассейне р. Мехрень, в устье р. Пянды и других местах - появление нового горизонта валунных суглинков, залегающих на песках мощностью 7-9 м.

Валунные суглинки валдайского и московского горизонтов четко отличаются по данным анализа валунных проб и минералогического состава мелкозема морен. В валунных пробах первых меньше местных карбонатных пород и больше скандинавских, в минералогических - соответственно больше роговой обманки, меньше рудных, граната, циркона, пиритов, окислов и гидроокислов железа из-за значительно меньшей связи с дочетвертичными породами. В районе развития валдайской морены, в верховьях левых притоков р. Ваги, аллювиальные отложения представлены почти нацело хорошо окатанными обломками скандинавских пород, зачастую имеющими большую размерность (более 10 см), и лишь вниз по течению, с врезанием реки в суглинки московского горизонта, преобладающими в аллювии становятся местные карбонатные породы.

Граница валдайского ледника на Онего-Важском водоразделе предопределена высоким положением рельефа дочетвертичных и довалдайских отложений - отражением в рельефе антиклинальной структуры в пермских породах между реками Ледь и Паденьга (Меловская возвышенность). В районах гляциодепрессий - Мошинской, Северо-Двинской и Важской, кроме относительно низкого положения рельефа довалдайских образований, вероятно, большую роль сыграли и долгоживущие разломы, которые прослеживаются по геофизическим данным в фундаменте и осадочном чехле и дешифрируются на аэрофотоматериалах. Наличие этих разломов способствовало гляциоизостатическому опусканию отдельных участков территории и более глубокому проникновению языков льда по ним.

Таким образом, отмечается закономерная смена краевых образований валдайского оледенения на Онего-Важском водоразделе на приледниковые и далее - на участки, сложенные с поверхности московской мореной. В Важской низине отложения краевых образований сменяются озерными и озерно-ледниковыми осадками подпрудного приледникового бассейна.

Аналогичные описанным краевые образования прослеживаются по аэрофотоматериалам и топографическим картам южнее верховьев р. Вель, с одной стороны, и в правобережье р. Северной Двины, с другой стороны, и могут быть протянуты на север до бассейна р. Пинеги.

Верхневалдайский возраст морены максимальной стадии подтверждается имеющейся (по материалам Т.С. Долгих) радиоуглеродной датировкой подстилающих эту морену отложений в долине р. Ваги - 24900±470 (Vib - 40).

Литература

1. Асеев А.А. Древние материковые оледенения Европы. М., Наука, 1974.

2. Заррина Е.П. Карта поясов краевых ледниковых образований и приледниковых бассейнов Северо-Запада европейской части СССР. - В кн.: Верхний плейстоцен. М., 1966.

3. Геология четвертичных отложений Северо-Запада европейской части СССР под ред. Н.И.Апухтина и И.И.Краснова. Л., Недра, 1967.

4. Легкова В.Г., Щукин Л.А. Пояса краевых ледниковых образований в северо-западной части Архангельской области. - В кн.: Краевые образования материковых оледенений. М., 1972.

5. Чеботарева Н.С. Ледниковые потоки валдайского ледникового покрова. - В кн.: Краевые образования материковых оледенений. М., 1972.

6. Чеботарева Н.С., Макарычева И.А. Последнее оледенение Европы и его геохронология. М., Наука, 1974.