На основании анализа собранных полевых, фондовых и литературных материалов ниже представлена краткая характеристика основных генетических типов и форм рельефа исследуемой территории.

Ледниковый и водно-ледниковый рельеф. В пределах ЧудскоПсковской низменности чётко выделяются семь комплексов краевых образований: Островский, Псковский, Талабский, Ремдинский, Раскопельский, Гдовский и Невский. Все краевые комплексы имеют фестонообразный в плане рисунок, чётко фиксирующий границы края лопасти ледника. Островский краевой комплекс соответствует лужской стадии осташковского оледенения, Невский – невской стадии. Краевые комплексы, находящиеся между этими стадиями, фиксируют фазы отступания ледника лужской стадии.

Краевые (стадиальные и фазиальные) образования достаточно чётко выражены в рельефе, им свойственно зональное строение, а именно, наличие фронтальной, зафронтальной и предфронтальной зон (по Гуделису, 1963), фрагментарно сохранившихся в современном рельефе (рис. 1). В морфологическом отношении краевые комплексы имеют сходные параметры.

Фронтальная зона краевых образований всех комплексов представлена конечно-моренными холмами и грядами, а также маргинальными образованиями (озами и камами). Конечно-моренные гряды обычно длиной 1–15 км, шириной 0,2–2 км. Холмы в диаметре от 20–60 до 500 м. Относительная высота конечно-моренных образований от 2–3 до 20–30 м (рис. 1), иногда до 40 м (в Невском краевом комплексе).

Крутизна склонов гряд и холмов от 5–6 до 25. Гряды и холмы сложены валунным суглинком и (или) валунной супесью с прослоями и линзами песчано-гравийно-галечного материала. Маргинальные озы представляют собой неширокие гряды, длиной от 4 до 6–8 км, высотой 6–8 м (макс. 42 м – в Невском краевом комплексе), склоны достаточно крутые.

Маргинальные камы встречаются в виде холмов изометричной формы, диаметром 20–60 м, высотой 3–5 м (реже 8–10 м). Крутизна склонов от 3– 8 до 20–30. Маргинальные озы и камы сложены песчано-гравийногалечниковым материалом.

Рис. 1. Геолого-геоморфологический профиль через восточную часть (по фондовым материалам «ФГУНПП «Росгеолфонд) В зафронтальной зоне краевых комплексов повсеместно развит холмисто-западинный рельеф абляционной морены, радиальные озы, камы (рис. 1), иногда камовые террасы.

Строение предфронтальной зоны краевых комплексов одинаковое, в основном распространены участки лимногляциальных равнин. Однако в западных частях некоторых комплексов (Островском, Ремдинском, Гдовском, Невском) встречаются флювиодельты и (или) участки зандровых равнин.

Разница стадиальных и фазиальных краевых комплексов состоит в том, что в составе фазиальных комплексов отсутствуют напорные конечно-моренные гряды, а также отторженцы в их толще. Кроме этого, маргинальные образования чаще встречаются в фазиальных, чем в стадиальных комплексах. Данная характеристика позволяет различать эти комплексы и судить о динамике ледника.

Флювиогляциальные формы рельефа характерны для краевых комплексов и входят в состав той или иной из перечисленных выше зон. В пределах фронтальной зоны краевых образований встречаются маргинальные озы, зафронтальной – радиальные озы, предфронтальной – флювиодельты, зандровые равнины. Ложбины стока талых ледниковых вод приурочены преимущественно к древним речным долинам.

Большая часть района исследования занята лимногляциальными равнинами. В пределах исследуемой территории можно выделить две крупных лимногляциальных равнины: Псковская и Чудская (Приозёрная).

Границей между ними служит уступ девонской куэсты и южный склон Лужской возвышенности. По характеру рельефа в пределах лимногляциальных равнин выделяют абразионные и аккумулятивные участки.

Местами встречаются участки равнин основной морены. Такие равнины приурочены лишь к склонам возвышенностей, окружающих низменность. Часто сложно отличить равнины основной морены от абразионных лимногляциальных равнин.

В пределах территории исследования встречаются несколько участков, где развиты экзарационно-аккумулятивные формы ледникового рельефа - друмлины и друмлиноиды. На описываемой территории наблюдаются три друмлиновых поля: Саадъярвское, Псковское и Изборское. В морфологическом отношении друмлины представлены грядами, ориентированными с северо-запада на юго-восток, что позволяет судить о характере движения ледника на трансгрессивном этапе.

низменности отличается своей молодостью. Морфологически флювиальный рельеф района достаточно разнообразен благодаря сочетанию глубоких и широких речных долин (или их участков) с неглубокими и узкими речными долинами. Такие различия указывают на условия возникновения и возраст долин (или их отдельных участков) – появились они в послеледниковое время или наследуют участки долин доледниковых рек. Отмеченная закономерность может служить диагностическим признаком для выявления древних (дочетвертичных) эрозионных врезов.

Карстовые формы рельефа характерны для возвышенности Хаанья и северо-восточной части территории исследования (на границе с ЛужскоНаровской низменностью). Их формирование обусловлено наличием мощной толщи карбонатных пород, их повышенной трещиноватостью и малой мощностью четвертичных отложений.

Эоловые формы рельефа наблюдаются местами: вдоль современной береговой линии Чудско-Псковского озера, древних береговых линий палеоводоёмов, а также в пределах зандровых равнин.

Нельзя не остановиться на морфологии берегов Чудско-Псковского озера. Из составленной карты типов берегов (рис. 2) видно, что в пределах Чудско-Псковского озера выделяются 5 типов берегов: абразионные (с активным клифом), аккумулятивные пляжевые (с отмершим клифом), аккумулятивные, осушные заболоченные и осушные незаболоченные.

распространены техногенные формы рельефа. В основном они встречаются в местах добычи полезных ископаемых, свалок и на заселённых территориях.

ГЛАВА V. История развития рельефа Чудско-Псковской В истории развития рельефа Чудско-Псковской низменности выделяется три основных этапа: докембрийский, дочетвертичный (фанерозойский), четвертичный.

Докембрийский этап. Рельеф, сформировавшийся в течение доплатформенного этапа развития территории, обусловлен тектоническим режимом фундамента платформы. Платформенные условия на территории исследования установились не ранее неопротерозоя. В это время здесь господствовали континентальные условия, о чём свидетельствует неравномерно и интенсивно размытая поверхность допалеозойского кристаллического фундамента (Геология СССР, 1971). К началу формирования осадочного чехла платформы рельеф поверхности фундамента имел общий наклон на юг.

Вследствие вертикальных блоковых движений фундамента, рельеф его поверхности был неоднородным. Вероятно, к этому этапу относится заложение крупных неровностей, наблюдаемых в современном рельефе Чудско-Псковской низменности: центрального меридионального понижения и окаймляющих его с запада и востока возвышенностей.

Блоковые движения фундамента платформы продолжались и в течение фанерозоя, поэтому сейчас сложно представить истинный рельеф фундамента платформы в докембрии.

Рис. 2. Карта морфогенетических типов берегов Чудско-Псковского 1 – абразионные (с активным клифом); 2 – аккумулятивные пляжевые (с отмершим клифом); 3 – аккумулятивные; 4 – осушные заболоченные; – осушные незаболоченные; 6 – 4-х м изобата; 7 – растительность на подводном береговом склоне.

Дочетвертичный фанерозойский этап. С эдиакария начинает формироваться осадочный чехол платформы за счёт периодического погружения территории под уровень трансгрессировавших морей (Pr3 – €1;

O1 – S1; D2 – D3). К концу позднего девона здесь образовалась морская пластовая равнина. В течение мезо-кайнозойского этапа континентального развития поверхность обнажившихся коренных пород подвергалась денудации.

К концу мезозоя – началу кайнозоя в ходе селективной денудации девонских пород на фоне разнонаправленных тектонических движений сформировалась структурно-денудационная равнина с общим наклоном территории на север. Ключевую роль в рельефе играли куэстовые гряды, предопределившие ступенчатость дочетвертичного рельефа и плановую конфигурацию речных долин.

Четвертичный этап. В четвертичное время структурноденудационный рельеф коренных пород Чудско-Псковской низменности подвергался изменению под влиянием рельефообразующей деятельности скандинавских ледниковых покровов.

Можно полагать, что наибольшее воздействие территория испытала в течение первых четвертичных оледенений, когда она находилась в области экзарации. Результатом этого явилось нивелирование структурноденудационных форм доледникового мезорельефа и акцентирование его макрорельефа, что хорошо отражено на созданной нами гипсометрической карте коренных пород Чудско-Псковской низменности и сопредельных территорий.

В позднем неоплейстоцене, согласно ряду исследователей (Щукин, 1960; Асеев, 1974 и др.), территория Чудско-Псковской низменности располагалась в пределах периферийной части осташковского ледникового покрова, в зоне преобладания аккумуляции. Однако имеющиеся у нас данные свидетельствуют о том, что в пределах территории исследования (особенно её осевой части) процессы аккумуляции не являлись доминирующими. Данное обстоятельство было связано с особенностями структуры движения ледниковых щитов и обусловлено рельефом коренных пород северо-западной части Восточно-Европейской равнины.

По мнению А.Н. Маккавеева (1975) и В.А. Исаченкова (1981), наибольшей экзарации подвергались меридионально вытянутые понижения рельефа. Наличие такого понижения поверхности коренных пород, в виде исследуемой нами низменности, способствовало проникновению туда ледниковых масс и формированию Чудского потока (Раукас, Ряхни, 1969; Чеботарева, 1969; Асеев, 1974; Аболтиньш и др.

(1975); Stokes and Clark, 2001; Karrukap, 2004; Татарников, 2007; Kalm, 2012; и др.). В это время повышения кровли коренных пород на месте возвышенностей (Ижорская, Пандивере, Лужская, Отепяя и Хаанья), окаймлявших Чудско-Псковскую низменность, служили ледоразделами между Чудским и Ладожским (на востоке), а также Чудским и Балтийским потоками (на западе).

Из анализа карты мощности четвертичных отложений можно сделать вывод о том, что в пределах исследуемой территории мощность четвертичных отложений колеблется от 0 до 155 м. При этом в границах низменности этот показатель не превышает 20 м (в своей осевой части м), а в пределах ледораздельных возвышенностей – 80–100 м (на возвышенности Хаанья – 155 м). Данное обстоятельство даёт основание полагать, что в пределах низменности преобладала экзарация.

Об интенсивном характере экзарации свидетельствует и тот факт, что в геологическом строение Чудско-Псковской низменности крайне редко встречаются отложения доосташковского возраста (в основном, в толщах, заполняющих древние речные долины субширотного простирания). Между тем базальные горизонты ледораздельных возвышенностей сложены отложениями доосташковского возраста (Апухтин, Саммет, 1967; Раукас, 1978; Малаховский, 1984; Исаченков, 1988; Татарников, 2007 и др.).

На значительную величину экзарации указывает и наличие отторженцев в составе конечно-моренных образований (рис. 1).

Таким образом, Чудско-Псковская низменность во время трансгрессивного этапа осташковского оледенения представляла собой зону неустойчивого равновесия между эрозией и аккумуляцией. Еще одним доказательством существования здесь такой зоны служит наличие друмлинов.

Сказанное выше, дает основание рассматривать территорию гляциодепрессионной Чудско-Псковской низменности как переходную зону геолого-геоморфологической деятельности (от зоны с преобладанием экзарации к зоне с преобладанием аккумуляции). Наличие такой зоны в составе зоны аккумуляции описывалось и ранее в трудах А.А. Асеева (1975), А.А. Асеева и А.Н. Маккавеева (1976), но в качестве самостоятельной зоны она не выделялась.

Следует отметить, что сходное строение имеют и другие гляциодепрессионные низменности, входящие в состав ВосточноЕвропейской равнины (Ильменско-Ловатская, Земгальская и СреднеЛитовская низменности и др.) (Басаликас, 1965; Аболтиньш, Даниланс, Ильин, Исаченков, Фаустова, Чеботарёва, 1977; Татарников, 2007 и др.). В связи с этим, переходная зона геолого-геоморфологической деятельности осташковского оледенения, располагалась на значительной части пространства северо-запада Восточно-Европейской равнины.

Южная граница переходной зоны в пространстве была извилистой за счет наличия очаговых зон аккумуляции в областях развития ледораздельных возвышенностей.

Если о рельефообразующей деятельности наступавшего осташковского ледника мы располагаем отрывочными и весьма неполными сведениями, то о его рельефообразующей роли в эпоху деградации имеется обширный материал.

На основе проведённых нами исследований и полученных результатов можно довольно детально охарактеризовать рельефообразующую роль осташковского оледенения в эпоху его деградации в интервале от лужской стадии, когда был сформирован Островский краевой комплекс, до невской стадии и, соответственно, Невского краевого комплекса (рис. 4).

Отступание ледника происходило в двух основных формах:

фронтального отступания его активного края и ареального (стаивания масс мёртвого льда). Фронтальное отступание ледника было наиболее характерно для Чудско-Псковской низменности, ареальное – для окружающих её возвышенностей.

Исходя из проведённых нами расчётов, средняя скорость отступания ледникового покрова от лужской до невской стадии в пределах ЧудскоПсковской низменности составляла около 90 метров в год. Полученные скорости дегляциации соответствуют аналогичным показателям V. Kalm (2006) и A. Raukas (2009) согласно которым скорость отступания ледника к востоку от Чудско-Псковской низменности была несколько выше – 110– 120 метров в год, что вполне закономерно, так как на возвышенностях дегляциация протекала быстрее, чем на низменности.

Особо следует отметить влияние рельефа кровли коренных пород на характер дегляциации ледника в пределах Чудско-Псковской низменности – обратный уклон поверхности по отношению к движению ледниковых масс. При отступании ледника обратный уклон ледникового ложа препятствовал оттоку талых ледниковых вод, поэтому происходило образование обширных приледниковых бассейнов у края ледника. Этот эффект усиливался из-за гляциоизостатического прогибания его ложа в эпоху наступания ледника и гляциоизостатического поднятия, освобождающейся ото льда территории во время дегляциации.

В ходе исследования было выделено шесть уровней приледниковых водоемов (рис. 4). Выделение уровней основывалось на созданной автором базе данных, содержащей абсолютные отметки высот береговых образований палеоводоемов. Корреляция береговых образований осложнялась тем, что в позднеледниковье территория исследования испытала гляциоизостатическое поднятие, в результате чего одновозрастные береговые образования оказались на разных гипсометрических уровнях.

Для определения истинного высотного положения уровней палеоводоёмов нами были использованы параметры позднеледникового поднятия, примененные ранее T. Hang et al. (1995) и A. Rosentau et al.

(2004) при создание подобных корреляций. По данным T. Hang et al.

(1995), средняя величина гляциоизостатического поднятия территории в пределах восточной Эстонии равна 5 см на 1 км при азимуте максимального гляциоизостатического поднятия 326.

Использование данной методики позволило нам установить возраст береговых образований в пределах исследуемой территории и, соответственно, отнести их к определенной фазе деградации осташковского ледникового покрова. Например, на рис. 3 изображен абразионный уступ, описанный нами в течение одного из полевых маршрутов. Можно полагать, что формирование уступа относится к талабской фазе лужской стадии деградации осташковского оледенения.

Рис. 3. Геолого-геоморфологический профиль через абразионный 1 – валунный суглинок, 2 – алеврит, 3 – песок; 4 - место отбора пробы на гранулометрический анализ.

Рис. 4. Палеогеографические карты деградации осташковского ледникового покрова в пределах Чудско-Псковской низменности и Таким образом, эволюция палеогеографической обстановки в период с лужской по невскую стадию в пределах исследуемой территории представлена на рис. 4.

Начиная с невской стадии, развитие Чудско-Псковской низменности, частично, занятой озером, было сопряжено с развитием Балтийского приледникового озера. Согласно исследованиям Rosentau et al. (2009), изоляция озерного водоема в пределах Чудско-Псковской низменности от Балтийского ледникового озера произошла в течение стадии сальпаусселькя (около 12,3 – 11,6 тыс. ka лет назад).

В начале голоцена уровень воды в озере понизился столь значительно, что котловина Псковского озера и южная часть котловины Чудского осушились, и водоем сохранился лишь в северной части Чудской котловины (Раукас, Ряхни, 1969). При этом самый низкий уровень озера наблюдался около 9,1 kа 14C лет до н.в. и составлял, по данным T. Hang et al. (2008), 22 м. абс.

Из-за неравномерного гляциоизостатического поднятия котловины Чудско-Псковского озера после отступания ледника, акватория озера начала постепенно перемещаться к югу, что привело к поднятию грунтовых вод, подтоплению побережья и интенсивному торфообразованию в прибрежных болотах. Трансгрессия водных масс Чудско-Псковского озера в южном направлении продолжается и в настоящее время. В соответствии с картой вертикальных тектонических движений Эстонии (Vallner et al.,1988) северное побережье поднимается со скоростью 0,2 – 0,4 мм/г, в то время как южное опускается со скоростью 0,8 мм/г (Tavast, 2009). Об этом свидетельствует и подтопление дельты и низовьев долины р. Великой, и преобразование ее на отрезке от устья р.

Черехи до впадения в Псковское озеро в залив эстуарного типа (Татарников, 2004, 2008; Карпухина, Татарников, 2010). Сложившаяся ситуация существенно влияет на морфолитодинамические процессы в береговой зоне Чудско-Псковского озера, способствуя развитию осушных заболоченных и незаболоченных берегов в южной половине ЧудскоПсковского озера (Карпухина, 2012).

При построении геоморфологической карты и, прежде всего, легенды к ней, пришлось столкнуться с определёнными трудностями, а именно, с отсутствием общепринятой легенды для средне- и мелкомасштабных общих геоморфологических карт.

Несмотря на это, основываясь на существующих принципах построения легенд геоморфологических карт средних и мелких масштабов, нами были созданы две легенды геоморфологической карты, которые дополняют друг друга.

В основу легенды традиционной геоморфологической карты заложен хроно-морфогенетический принцип. Легенда первой карты состоит из трёх разделов: типы рельефа (дана информация о морфогенетических и возрастных характеристиках типов рельефа), формы рельефа и дополнительные обозначения.

Данная карта легко читаема и понятна разным категориям пользователей геоморфологической информации. Её основной недостаток состоит в том, что на ней плохо представлена морфологическая составляющая рельефа.

Одновременно, с целью устранения подобного рода недостатков, нами была разработана вторая геоморфологическая карта на литоморфогенетической основе, где показаны: гипсометрия рельефа (по определённой цветовой шкале высотных ступеней); литология пород, слагающих формы или комплексы рельефа Чудско-Псковской низменности, которая отображена общепринятыми условными обозначениями (штриховкой); генезис этих пород – соответствующими, более или менее устоявшимися в геоморфологии, цветами этой штриховки; а также дополнительные обозначения (границы стадий и фаз осташковского оледенения, уступ девонской куэсты, области распространения камов, озов, друмлинов, карстовых форм рельефа и т.д).

Для более объективного суждения об этапах развития рельефа и их роли в формировании его современного облика карта снабжена двумя врезками: гипсометрической картой поверхности коренных пород, отображающей каркас дочетвертичного рельефа, и картой мощности четвертичных отложений Чудско-Псковской низменности и сопредельных территорий, показывающей роль четвертичных отложений в облике современного рельефа.

При сравнении двух созданных карт видно, что вторая геоморфологическая карта информативнее. Она лучше позволяет судить об истории развития рельефа Чудско-Псковской низменности, за счет гипсометрической окраски рельефа в основе карты.

ОСНОВНЫЕ ВЫВОДЫ:

В истории развития рельефа Чудско-Псковской низменности выявлены три основных этапа: докембрийский, дочетвертичный (фанерозойский) и четвертичный. В течение докембрийского и дочетвертичного (фанерозойского) этапов были заложены основные черты макрорельефа низменности, которые окончательно оформились в течение четвертичного этапа. Формирование комплексов и форм мезо- и микрорельефа относится к четвертичному этапу.

Территория низменности располагается в переходной зоне геолого-геоморфологической деятельности осташковского ледника – от зоны экзарации к зоне аккумуляции. Основными характерными чертами этой зоны являются: малая мощность гляциальных отложений, особенно, в осевой части низменности (до 5 м); отсутствие четвертичных отложений доосташковского возраста; наличие отторженцев в конечно-моренных грядах; существование друмлиновых полей в современном ландшафте.

Выявлена специфика деградации осташковского оледенения и его рельефообразующая роль в пределах Чудско-Псковской низменности.

Это нашло отражение во фронтальном типе дегляциации в пределах низменности и ареальном – на окружающих её возвышенностях и, как следствие, в образовании специфических гляциоморфологических комплексов.

В пределах российской части Чудско-Псковской низменности было уточнено положение шести береговых линий приледниковых озёр и, впервые, был установлен уровень приледникового озера, соответствующего псковской фазе осташковского ледника.

Рассчитан возраст псковской (15,3 – 15,0 тыс. лет назад) и ремдинской (14,4 – 14,3 тыс. лет назад) фаз лужской стадии деградации осташковского ледникового покрова.

На созданной карте берегов Чудско-Псковского озера выделено 5 их типов: абразионные (с активным клифом), аккумулятивные пляжевые (с отмершим клифом), аккумулятивные, осушные заболоченные и незаболоченные. Установлено, что отрицательные гляциоизостатические движения способствуют миграции акватории озера с севера на юг, индуцируя развитие осушных заболоченных и незаболоченных берегов в южной половине Чудско-Псковского озера.

Созданы две геоморфологических карты: традиционная геоморфологическая карта на хроно-морфогенетической основе и геоморфологическая карта на лито-морфогенетической основе, которые дополняют друг друга. Причем вторая карта, где отражена гипсометрия рельефа с помощью цветовой гипсометрической шкалы, была впервые создана для территории Чудско-Псковской низменности.

СПИСОК РАБОТ, ОПУБЛИКОВАННЫХ ПО ТЕМЕ

ДИССЕРТАЦИИ

Карпухина Н.В. Геоморфология берегов Чудско-Псковского озера // Вестн. Моск. Ун-та. Сер. 5. География. 2012. № 4. c. 54-61.

Прочие публикации:

Карпухина Н.В., Татарников О.М. История геологогеоморфологической изученности территории Печорского района Псковской области // Псковский регионологический журнал. 2009. №8. с.

48–51.

перигляциального эолового рельефа на территории водосборного бассейна р. Великой // Материалы региональной конференции с межд. участием «Сбалансированное развитие Северо-Запада России: современные проблемы и перспективы», Псков: ПГПУ, 2009. с. 81-84.

Карпухина Н.В. Роль неотектонических движений в формировании рельефа впадины Псковско-Чудского озера // Материалы региональной конференции с межд. участием «Сбалансированное развитие Северо-Запада России: современные проблемы и перспективы», Псков:

ПГПУ, 2009. с. 93 – 94.

Карпухина Н.В., Татарников О.М. Генезис и эволюция Псковско-Чудской впадины // Геоморфологические процессы и их прикладные аспекты. VI Щукинские чтения – Труды. М.: Географический факультет МГУ, 2010. с. 432.

Карпухина Н.В. Типы берегов Чудско-Псковского озера // Развитие туризма в Балтийском регионе: предпосылки, современное состояние и перспективы. Материалы международной научнопрактической конференции. Псков: ПГПУ, 2010. С. 125–127.

Татарников О.М., Карпухина Н.В. Комплексы форм рельефа мёртвого льда // Материалы VII всероссийского совещания по изучению четвертичного периода «Квартер во всём его многообразии. Фунд.

проблемы, итоги изучения и основные направления дальнейших исследований». Т. 2. Апатиты – СПб, 2011. с. 265–266.

Карпухина Н.В. Особенности рельефа южной части котловины Геоморфологической Комиссии РАН «Теоретические проблемы современной геоморфологии. Теория и практика изучения геоморфологических систем». 1. Астрахань, 2011. с. 237 - 244.

Карпухина Н.В., Узоров Р.М. Антропогенное воздействие на дюны восточного побережья Чудского озера // Материалы международной научно-практической конференции «Проблемы социально-экономической и эколого-хозяйственной политики стран бассейна Балтийского моря».

Псков: ПсковГУ, 2011. с. 66 – 67.

10. Карпухина Н.В. Деградация осташковского ледника в пределах Чудско-Псковской низменности // Материалы международной научно-практической конференции «Экологические, экономические и социально-культурные предпосылки трансграничного сотрудничества в Балтийском регионе». Псков: ПсковГУ, 2012. с. 79 – 81.

11. Карпухина Н.В. Палеогеографическая модель деградации осташковского оледенения в пределах Чудско-Псковской низменности // Материалы XXXIII Пленума Геоморфологической Комиссии РАН «Геоморфология и картография». Саратов: СГУ, 2013. с. 289 - 293.

12. Karpukhina, N., Tatarnikov, O. The complex facies of the morpholithosystem dead ice // Late Pleistocene Glacigenic Deposits from the Central Part of the Scandinavian Ice Sheet to Younger Dryas End Moraine Zone. Excursion guide and abstracts of the INQUA Peribaltic Working Group Meeting. Rovaniemi, Geological Survey of Finland, 2011, pp. 104 – 105.