РЕЛЬЕФ ЛЕДНИКОВОГО И ВОДНОЛЕДНИКОВОГО ПРОИСХОЖДЕНИЯ

Описываемая территория в плейстоцене испытала, по-видимому, не менее пяти оледенений, но в формировании рельефа непосредственно сказалась деятельность последних четырех ледниковых покровов: дне­провского, московского, калининского (существование которого еще нельзя считать вполне доказанным) и валдайского'.

Рельеф, созданный во время днепровского оледенения, наблюдается в южной и юго-восточной частях описываемой территории. Созданные им формы в настоящее время выражены слабо, что объясняется не только тем, что первоначальный рельеф был разрушен под воздейст­вием эрозии и склоновых процессов, но и тем, что вследствие маломощ­ности ледниковой аккумуляции он, по-видимому, искони был лишен спе­цифических ярких черт, которые к тому же были особенно сильно зату­шеваны в местах возвышенного И глубоко расчлененного коренного ложа (Среднерусская возвышенность, Северные Увалы). В районе раз­вития днепровского оледенения повсеместно преобладают более или менее интенсивно расчлененные моренные и зандровые равнины. Особо выделяются моренные равнины с чехлом безвалунных суглинков.

Моренные равнины, лишь местами прикрытые маломощным прерывистым слоем песков, встречаются на плоских вершинах невысо­ких водоразделов. Сюда относятся водораздельные поверхности Ме­щеры, Окско-Цнинского плато, Паро-Пронского междуречья, правобе­режья Унжи в районе Мантурова.

¹ В нижеследующем тексте под валдайским оледенением подразумевается осташ­ковское оледенение.

исключение, например, на левобережье Оки между Каширой и Коло­менкой, где их абсолютная высота местами достигает 200 м, а относи­тельная — 10—15 м и более. ’

Моренные равнины с чехлом безвалунных лёссо­видных суглинков мощностью до 3—5 м распространены шире, чем собственно моренные равнины. Они приурочены к более высоким и сильно расчлененным водоразделам. Относительно более слабо рас­члененная разновидность этих равнин занимает междуречья Рановы и Пары, Пары и Цны на Тамбовской равнине, междуречье нижней ча­сти Москвы-реки и Оки, правобережье Волги на северо-востоке Влади­мирской области. Морфогенетическим их аналогом являются плоско­волнистые вершинные поверхности водоразделов северной части Сред­нерусской возвышенности, которые возвышаются до 200—250 м и более над уровнем моря и развиты весьма фрагментарно вследствие сильного долинно-балочного расчленения рельефа.

Генетическое истолкование плоскоравнинных и плосковолнистых поверхностей этого типа упирается в проблему происхождения покров­ных лёссовидных суглинков. Некоторые авторы считают, что последние образовались в основном при распадении периферической части дне­провского ледника на отдельные глыбы мертвого льда, залегавшие в понижениях (Спиридонов, 1948; Видина, Солнцев, Цесельчук, 1961). В это время на протаявших возвышенностях могли возникать времен­ные неглубокие водоемы (разливы, лужи) и более длительно существо­вавшие внутриледниковые плотинные озера, на дне которых и происхо­дило накопление мелкозема. Проведенная в последние годы геологиче­ская съемка показала, что в центральной части Москворецко-Окского междуречья, на некоторых вершинах высоких водоразделов северной части Среднерусской возвышенности непосредственно на днепровской морене залегают горизонтальнослоистые глины, алевриты и тонкозер­нистые пески, т.

Зандровые равнины — наиболее низкие элементы рельефа времени днепровского оледенения. Они сложены флювиогляциальными, преимущественно средне- и мелкозернистыми песками мощностью до 3—4 м, залегающими в виде чехла на плосковолнистой поверхности морены, реже коренных пород. Шире всего днепровские зандры распро­странены на Окско-Клязьминском междуречье (включая Мещерскую низменность), на междуречье нижней Клязьмы и Волги. В других ме­стах они прослеживаются широкой полосой преимущественно вдоль речных долин Жиздры, Прони и ее правого притока Рановы, Пары,

Цны с Мокшей, Унжи с Неей, Ветлуги с Вохмой. Обычно долинные зандры полого снижаются по направлению течения рек, так что их высота колеблется в широких пределах от 130—140 до 180—200 м.

Сказанное свидетельствует о том, что зандры формировались в ус­ловиях преимущественно разобщенного стока талых вод по древним^: долинным понижениям.

Рельеф, созданный во время московского и калининского оледенений,.

в значительной степени переработан последующими эрозионно-денуда­ционными процессами, но все же в большинстве мест он хорошо сохра­нился. Особенно четко выделяются холмистые и холмисто-грядовые моренно-камовые формы, которые возникли вследствие избыточной не­равномерной аккумуляции обломочного материала в краевой зоне лед­ника. Общая мощность четвертичных отложений (преимущественно­московской и калининской морен) в таких местах составляет 80— 120 м, местами достигает 140 м, тогда как на участках моренных изан- дровых равнин она обычно не превышает 40—50 м.

Холмисто-моренный рельеф отличается сглаженностью и мягкостью форм. Холмы в плане округлые или овальные, от несколь­ких сотен метров до 1—2 км в поперечнике, относительной высотой до 20—30 м. Вершины их плосковыпуклые, склоны длинные, пологие. Среди беспорядочно разбросанных холмов протягиваются холмисто-гря­довые формы, которые возвышаются над подножием на 50—60, места­ми на 80'—100 м. В их строении нередко участвует супесчаная разность- морены, что придает рельефу более резко неровный облик по сравне­нию с теми местами, где преобладают валунные и покровные безвалун­ные суглинки.

На фоне холмисто-моренного рельефа еще более резко выступают камы. Это округлые или продолговатые в плане холмы с плоской или плосковыпуклой вершиной и сравнительно крутыми (до 15—25°) скло­нами. Они сложены преимущественно песками, содержащими, включе­ния и прослои гравийно-галечникового и валунного материала. Одни- камы как бы наложены на вершины моренных холмов, другие обра­зуют самостоятельные крупные всхолмления, приобретающие местами характер камовых массивов протяжением в несколько километров.

Между моренными холмами и камами повсюду разбросаны морен­ные западины или же прихотливо извиваются широкие плоскодонные ложбины. Сбегая со склонов моренных гряд и возвышенностей, они сли­ваются с более обширными понижениями — котловинами спущенных и заросших озер и с долинными зандрами.

Участки холмистого и холмисто-грядового рельефа разобщены мо­ренными и зандровыми равнинами. Их трудно объединить в опреде­ленные системы форм, фиксирующие положение края московского лед­ника в различные стадии его развития. Это объясняется тем, что лед­никовый покров в пределах описываемой территории не всегда и не всюду был активным. Велика была рельефообразующая роль мертвого льда. Поэтому прослеживание краевых форм на большом расстоянии неизбежно делается проблематичным. Разные авторы делают это неоди­наково (Рельеф и стратиграфия... 1961, Зарина, Краснов, 1965, Москви- тин, 1967). Можно предположительно выделить четыре-пять основ­ных цепей краевых образований, которые в разных местах выражены неодинаково четко.

Граница максимального распространения московского оледенения, установленная по стратиграфическим признакам, морфологически выра­жена слабо. В Смоленской области она отмечена Шумячско-Рославль- скими холмисто-грядовыми формами, в Калужской области — группами моренно-камовых холмов восточнее Мещевска и по левобережью Сухо-

древа. Под Москвой ледник выдавался вперед до г. Бронницы, запад­нее которого в районе Домодедова на фоне плоской равнины выделя­ются группы невысоких моренных холмов и моренно-озовая гряда. Та­кая же ледниковая лопасть спускалась по Нерльской низине на юг до г. Владимира, ио заметных холмисто-грядовых форм она не создала. По-видимому, московский ледник у границы своего максимального рас­пространения был мало активен и задержался очень недолго. /''(Основной пояс холмистых и холмисто-грядовых форм протягива­

ется несколько севернее и северо-западнее. В Смоленской области он 1 начинается у границы с Белоруссией на левобережье Днепра. До ме- \ридиана Смоленска рельеф преимущественно равнинный с группами холмов. Восточнее к г. Ельне прослеживается цепь крупных холмов и гряд, возвышающихся до 250—280 м над уровнем моря. На северных, •склонах Ельнинской возвышенности ледником были созданы конечные морены напора (Погуляев, 1955). Отсюда одна группа моренно-камо- вых холмов и гряд прослеживается на северо-восток к Дорогобужу и далее к Вязьме (Шевченков, 1963), а другая, по-видимому основная, почти без перерыва протягивается к Спас-Деменску и далее к Масаль- ску и Юхнову (Зарина, Краснов, 1965).

■севернее, в окрестностях Медыни, вновь выступают группы моренных холмов, которыми начинается полоса значительных холмисто-грядовых форм, заполняющих все западное и северо-западное Подмосковье — окрестности Вереи, Можайска, Уваровки, Рузы, Волоколамска, Сол­нечногорска. На этой территории расположен важный узел в цепи крае­вых образований по периферии московского оледенения. В целом по­лоса холмистого и холмисто-грядового рельефа простирается здесь ме­ридионально, но отдельные цепи холмов и гряды, дугообразно изги­баясь и разветвляясь (как бы виргируя) в западном направлении, при­обретают широтную и даже западно-северо-западную ориентировку. Таковы в особенности Уваровская и Княжьегорская гряды. Абсолют­ные высоты холмов и гряд колеблются от 240 до 310 м, а относитель­ные достигают 40—60 м и более (Дик, Лебедев и др., 1949; Соколов, 1954; Казакова, 1957).

Наиболее значительным западным ответвлением полосы Верейоко- Волоколамских краевых форм является система холмов и гряд, запол­няющих широкие междуречья в верховьях Гжати, Касни, Вазузы, Вязь­мы и Верхнего Днепра. Ца_Вязем£кой возвышенности расположен свое­образный узел холмисто-грядовых образований... с абсолютными высо­тами 280—320 и относйтел'ьііьіміг превышетоя^ги 30 40 м и более.

Отсюда ледниково-аккумулятивные и напорные формы прослеживаются на северо-запад и, как было отмечено выше, на юго-запад в сторону Дороґобужа и далее на соединение с Ельнинской моренной возвышен­ностью.

На Клинско-Дмитровской возвышенности ледниковые холмисто­грядовые формы группируются преимущественно вдоль ее северного края между Клином и Переславлем-Залесским. Они располагаются на высоком коренном цоколе и глубоко рассечены эрозионной сетью. В окрестностях оз. Неро находится важный узел краевых образований Отсюда одна — главная — их система простирается почти непрерывно широкой полосой через окрестности Писцова, Фурманова, Судиславля,

Галича, Чухломы. Группы крупных холмов и гряды чередуются здесь

с участками более плоского рельефщ. широкими ложбинами стока та­лых вод, округлыми заболоченными котловинами спущенных и зарос­ших озер (Берендеево болото и др.), котловинами с еще сохранивши­мися озерами (Плещеево, Неро, Галичское, Чухломское). Абсолютные высоты в среднем 160—180 м, относительные 25—30 м. Ледниково-акку­мулятивные формы особенно резко выражены на Галичско-Чухломской возвышенности, где водораздельные моренные массивы, холмы и гряды часто превышают 200 м над уровнем моря (максимум 294 м к западу от Чухломского озера). Относительные высоты достигают 40—60 и даже 100—120 м (над уровнем озер Галичского и Чухломского).

Вторая, менее четко выраженная цепь краевых образований начи­нается западнее оз. Неро Борисоглебской возвышенностью и далее со значительными разрывами продолжается в окрестностях Тутаева, Да­нилова, Грязовца. В этой цепи наиболее резко выделяется Борисоглеб­ская возвышенность с абсолютными высотами 250—290 м и относитель­ными от 20 до 70 м. Возвышенность сложена мощной толщей валунных суглинков, супесей и песков, что подтверждает ее ледниково-аккумуля­тивное происхождение (Новский, 1966). Возможно, что холмисто-грядо­вые формы Борисоглебской и Даниловской возвышенностей представ­ляют собой краевые образования следующего — калининского— ледни­кового покрова, который по Верхневолжской и Молого-Шекснинской ни­зинам выдвигался далеко на восток и был ограничен с юга моренными грядами окрестностей Талдома.

В тылу отмеченных краевых форм на территории Калининской области установлено еще несколько рядов крупных моренно-камовых холмов и гряд. Сюда прежде всего относятся Калининская, Горицкая и Кесовогорская гряды, которые почти без перерыва тянутся на боль­шом расстоянии, дугообразно изгибаясь вдоль южной и восточной окра­ин обширного озерно-болотного массива Оршинский Мох. В этой цепи наиболее выделяется Калининская гряда, которая состоит из несколь­ких второстепенных гряд и массивов, сложенных валунными суглин­ками и песками и превышающих ближайшие низины на 40—50 м. Ее самая значительная абсолютная отметка — 257 м.

Северо-западнее прослеживается система холмов и гряд, которая включает Ильи горы, Торжковскую гряду, сложенную ледниковыми наносами с крупными отторженцами коренных пород, Калашниковскую гряду, гряды и холмы в окрестностях Моркиных гор, Бежецка, Крас­ного Холма. В этой цепи наиболее высоко поднимаются Ильи горы (309 м над уровнем моря), но морфологически лучше всего выражена Калашниковская гряда, которая возвышается над прилегающими низи­нами на 40—60 м и сложена ледниковыми отложениями мощностью более 100 м. Среди относительно плоских моренных холмов резко выде­ляются камы, нередко очень крупные (например, около Лихославля, Шишкова, Бежецка и других пунктов).

К границе максимального распространения валдайского ледника ближе всего расположены моренно-камовые всхолмления в Кувшинов- ском районе (Свиные горы и др.) и Покров-Коноплинская гряда. По­следняя протягивается почти от Максатихи через окрестности Покров- Коноплина, Сандова и еще далее ца северо-восток. Возможно, однако, что названные формы образовались во время максимальной (бологов- ской) стадии валдайского оледенения (Последний европейский ледни­ковый покров, 1965).

Если посмотреть на рисунок московских и калининских краевых образований в целом, то можно заметить, что при общем их прости­рании с юго-запада на северо-восток они то сближаются, то дугообраз­но расходятся. Такой рисунок находится в зависимости от рельефа ко­ренного ложа ледника. Клинско-Дмитровская возвышенность — место сближения и слияния цепей холмисто-грядовых форм. Очевидно, здесь

длительное время располагался край московского ледника, для кото-

Е°Е° Лочетвертичная возвышенность, служила существенным препятст­вием. Непосредственно к западу от нее ледник выдвигался далеко впе­ред вдоль понижения коренного ложа и при отступании отложил здесь, мощные толщи валунного материала, образовав отмеченные выше гир­лянды краевых форм. На одной из стадий отступания московского лед­ника упором для него служила Вяземская возвышенность, которая раз­деляла широкие ледниковые лопасти, спускавшиеся на юг вдоль Гжат­ско-Москворецкого понижения и в бассейн верхнего Днепра с Ярцев­ской котловиной.

Московский ледник обтекал Клинско-Дмитровскую возвышенность и с востока. В то время как край ледника долго оставался на возвы­шенности, к северу от нее образовались две цепи краевых форм, раз­деленные широкой Ярославско-Костромской низиной. На территории Калининской области дугообразные изгибы краевых форм также при­урочены к понижениям доледникового рельефа в бассейнах верхней Волги, Тверцы и Мологи. '

Значительно большие площади, чем острова холмистого и холми­сто-грядового рельефа, занимают моренные и зандровые равнины.

Моренные равнины — плоские и мелкохолмистые формы, усе­янные многочисленными моренными западинами, изборожденные лож­бинами стока талых вод. В местах, не освоенных эрозионной сетью, моренные понижения играют роль местных базисов денудации. Плоские всхолмления возвышаются над ними всего на несколько метров. Од­нако на больших расстояниях колебания высот могут достигать десят­ков метров. Так, на Смоленско-Московской возвышенности приводо­раздельные моренные равнины поднимаются до 250 м и более над уров­нем моря, а в пределах Верхневолжской низменности они спускаются ниже 150 м. .

Как и в области днепровского оледенения, здесь встречаются рав­нины с оголенной мореной, местами прикрытой лишь маломощным пре­рывистым слоем песков, и равнины со сплошным чехлом безвалунных суглинков. Собственно моренные равнины занимают сплошные пло­щади на западе и северо-западе Калининской области близ границы валдайского оледенения и небольшие участки по периферии области распространения московского оледенения: в пределах Волго-Шошин- ской и Нерльско-Клязьминской низин. Моренные равнины с покров­ными суглинками распространены значительно шире, занимая преиму­щественно возвышенные междуречья в бассейне Днепра, Оки и Волги.

Моренные равнины образовались в результате относительно рав'-А номерной ледниковой аккумуляции в условиях спокойного коренного ложа ледника и местами путем заполнения (нивелировки) ранее суще­ствовавших понижений (например, глубокой долины Пра-Волги у под­ножия северного склона Клинско-Дмитровской возвышенности). Ана- ' логично области днепровского оледенения, покровные суглинки могли отлагаться в процессе распадения московского ледника на отдельные мертвые глыбы, залегавшие в понижениях. О том, что в это время соз­давались условия, благоприятные для накопления мелкозема талыми водами на вершинах даже самых высоких водоразделов, свидетельст­вуют лимкогляциальные отложения, обнаруженные на Духовщинской возвышенности и в других местах области московского оледенения.

В послемосковское время морена и чехол водноледникового мелкозема подвергались выветриванию, частично были переотложены под воздей­ствием флювиальных и склоновых процессов, что способствовало еще большему сглаживанию рельефа.

Зандровые равнины (водораздельные и долинные) возни­кали у края ледникового покрова во время его наиболее значительных остановок. Для беспрепятственного образования подобных приледнико- вых зандров необходимо было, чтобы талые воды, собиравшиеся у края ледника, имели свободный сток в дистальном направлении. Таким усло­виям полнее всего удовлетворяли понижения с общим уклоном к югу и юго-востоку. _u

Обширные приледниковые зандры развиты на юге Смоленской об­ласти, откуда они продолжаются в Брянскую область. Плосковолни­стые зандровые поверхности с абсолютными высотами до 200—220 м примыкают здесь к Ельнинским и Спас-Деминским краевым образова­ниям, заполняя междуречья в верховьях Десны, Болвы, Сожа и их при­токов. К югу водораздельные зандры снижаются, продолжаясь в доли­нах названных рек в виде зандровых террас.

В Мещерской низменности водораздельные и долинные зандры вре­мени максимального распространения московского оледенения выра­жены в виде плоскоравнинной поверхности широкой третьей надпой­менной террасы Клязьмы, Москвы и Оки высотой 135—150 м над уров­нем моря. Широкие меридиональные понижения пересекают централь­ную Мещеру на уровне этой террасы, свидетельствуя о стоке талых вод московского ледника по системе протоков из бассейна Клязьмы, в бас­сейн Оки (Асеев, Веденская, 1962). .

На Нерльско-Клязьминской низменности водораздельные и долин­ные зандры с абсолютными высотами 120—135 м примыкают к полосе Ростовско-Писцево-Фурмановских краевых образований. В направлении к югу и юго-востоку они сопровождают долины Нерли (Клязьминской), Уводи и других рек, чередуясь с междуречными островами моренной равнины. Ближе к Клязьме долинные зандры сливаются в более обшир­ную зандровую равнину высотой 100—110 м над уровнем моря.

Аналогичные приледниковые зандры развиты на левобережье Вол­ги выше падения Унжи, где они примыкают к Судиславльско-Галич- ским краевым образованиям и прослеживаются вдоль Немды, Ней, Шуи и других рек (Гольц, 1967). Их абсолютная высота близ краевых форм 140—150 м, а около Волги 100—110 м.

Названные, зандровые поверхности плоскоравнинны, отличаются выдержанным на большом протяжении однообразным уклоном, сло­жены хорошо сортированными флювиогляциальными песками. Это сви­детельствует об одностороннем направлении жидкого и твердого стока, начинавшегося от края ледникового покрова и свободно осуществляв- дцегпгя в экстрагляциальных условиях.

На междуречьях Москвы и Пахры, Пахры и Угры по периферии области московского оледенения развиты лишь долинные зандры в ви­де широких ложбин стока талых вод в верховьях Протвы, Исьмы, На­ры, Пахры, Десны. В среднем и нижнем течении названных рек долин­ные зандры продолжаются в виде третьей надпойменной террасы. Гра­ница максимального распространения московского ледника в этих ме­стах отмечена узкой полосой зандров, пересекающих водоразделы Пахры и Нары, Нары и Протвы, Протвы и Суходрева и продолжаю­щихся далее по широкой долине Суходрева. Очевидно, талые воды на юго-западе от Москвы, где перед краем ледника рельеф был возвы­шенный и расчлененный, не могли формировать обширных зандровых равнин и стекали строго локализованно по существовавшим долинным понижениям. Такие же условия существовали перед краем московского ледника на Клинско-Дмитровской возвышенности. Талые воды стекали здесь по сквозным долинам Истры, Яхромы и других рек, оставив в них долинные зандры, которые открываются в Мещерскую низменность.

Обширные зандровые поверхности, возникшие во время более позд­них стадий московского оледенения и во время проблематичного кали­нинского оледенения, распространены по течению Угры, Москвы (в вер­ховьях), Гжати, Верхней Волги с притоками Тьмой, Твердой, Шошей, Медведицей. Отчасти они могут быть сопоставлены с определенными краевыми формами: Угринский зандр с Вяземско-Медынскими грядами и всхолмлениями, Верхнемоскворецкий зандр с Волоколамско-Шахов- скими грядами, Волго-Шошинский зандр с Калининско-Горицкой гря­дой, Волжско-Тверцовский зандр с Луковниково-Торжковскими гря­дами. Однако нельзя утверждать, что названные зандровые поверх­ности полностью и повсеместно образовались в экстрагляциальных усло­виях у края активного льда. Эти зандры не обладают однообразным уклоном в сторону от предполагаемого края ледника. Обычно их по­верхность волниста, с уклонами к речным долинам и их даже неболь­шим разветвлениям. Некоторые зандры наклонены к северу, например правобережные части Угринского и Шошинского зандров, Гжатский зандр. В бассейне Верхней Волги и Тверцы существует сеть разно­направленных долинно-зандровых понижений, которые большей частью использованы реками, но местами, пересекают и водоразделы.

С поверхности эти зандры сложены флювиогляциальными песками мощностью 2—3 м, местами прикрытыми водноледниковыми суглин­ками. На фоне плоскоравнинной и волнистой поверхности зандровых понижений заметно выделяются озовые гряды высотой до 15—20 м. Так, целые системы озов прослеживаются по оси и бортам Гжатского зандра, в Шошинской низине. Это свидетельствует о значительной об­водненности ледника в тех местах, где он заполнял обширные пониже­ния своего ложа. Талые воды способствовали протаиванию ледника и, отлагая грубообломочный материал в подледниковых каналах и между глыбами мертвого льда, формировали озы и слабо развитые зандровые поверхности.

Таким образом, холмисто-грядовые формы с повышенной мощно­стью моренного материала первоначально возникали у края активного льда. Однако окончательная моделировка их рельефа с образованием многочисленных озов, камов и мореных западин происходила уже при таянии мертвого льда. Внутри зоны московской и калининской морен перед фронтом стадиальных краевых форм, по-видимому, расстила­лись достаточно обширные поля мертвого льда, которые создавали здесь специфическую обстановку формирования моренно-зандровых и лимногляциальныхформ (Спиридонов, 1938; Асеев, 1962; Гуделис, 1963)

Глыбы мертвого льда особенно долго таяли в крупных понижениях рельефа с затрудненным стоком. Они способствовали возникновению приледниковых плотинных озер, от которых остались серии ледниково­озерных террас. Так, около Рыбинского водохранилища значительную площадь занимает ледниково-озерная террасовая равнина высотой 135— 140 м над уровнем моря. Она сложена горизонтальнослоистымн гли­нами, алевритами и тонкозернистыми песками, которые были отложены на дне плотинного приледникового озера в то время, когда Молого- Шекснинская низменность была еще занята крупной глыбой мертвого льда. Аналогичные ледниково-озерные отложения с отчетливой горизон­тальной слоистостью выстилают юго-западный край Шошинской ни­зины. Очевидно, в этом месте существовал озерный водоем, подпру- женный ледниковым останцом, который некоторое время занимал ос­новную часть названной низины.

На склонах Ярославско-Костромской низменности установлены че­тыре ледниково-озерных террасы с абсолютными высотами 160—165, 142—155, 131—137 и 120—128 м. Верхние две террасы абразионные,

44 Зак. 861 .

нижние — абразионно-аккумулятивные с горизонтом глин, суглинков и песков мощностью до 10 м. На бортах древней котловины оз. Неро раз­виты три ледниково-озерных террасы на абсолютной высоте 142—145, 135—137 и 125—127 м. Террасы сложены песками и алевритами мощ­ностью до 12 м.

Рельеф, созданный во время валдайского оледенения, наблюдается на западе Смоленской и Калининской областей, где распространение валдайского ледника было ограничено уступом карбонового плато, об­ращенного к девонской низине. Севернее ледник перекрывал только край плато, упираясь в наиболее возвышенные участки коренного рельефа в районе Андреаполя, между Вышним Волочком и Селижаро- вым и выдаваясь широкими короткими лопастями вдоль понижений верхневолжских озер и в среднем течении Молоти.

На указанной территории широко развиты комплексы холмисто­грядовых и холмистых моренно-камовых форм. Круп­ные холмы с плосковыпуклой вершиной и длинными пологими скло­нами возвышаются на 20—30 м и более над окружающими пониже­ниями. Обычно они расположены группами, но наиболее значительные нередко вытянуты полосой, образуя холмистые гряды, сложенные ва­лунными суглинками и супесями с прослоями и включениями валун­ных песков. Повсеместно рельеф осложнен множеством более мелких всхолмлений и западин, делающих поверхность весьма дробно пересе­ченной. Среди моренных холмов выделяются камы и озы, имеющие более крутые (до 15—25°) склоны и резко очерченные вершины высо­той 10—15 м и более над подножием.

Наряду с флювиогляциальными камами, сложенными песками, гра­вием и даже более крупным валунным материалом, встречаются лим- ногляциальные камы, в строении которых принимают участие только глины, алевриты и тонкозернистые пески с характерной ленточной тек­стурой. Подобных лимногляциальных камов много в соседних Псков­ской и Новгородской областях, где самые значительные из них зани­мают господствующее гипсометрическое положение, отличаясь плоской (платообразной') вершиной, и заметно более крутыми, чем у моренных холмов, склонами (до 25°). Лимногляциальные камы формировались во внутриледниковых озерных водоемах и, следовательно, их можно счи­тать аналогами лимногляциальных возвышенных равнин (плато), уста­новленных на территории московского и днепровского оледенений.

Между разобщенными холмисто-грядовыми формами простира­ются моренные, зандровые и озерно-ледниковые равнины.

Моренные равнины местами плоские, но чаще осложненные небольшими всхолмлениями и западинами с колебаниями высот 5—10, редко 15—20 м. Они сложены суглинистой мореной, иногда прикрытой прерывистым маломощным слоем разнозернистых песков. Среди рав­нин поодиночке и группами разбросаны невысокие камы. Наиболее зна­чительные участки моренных равнин находятся в окрестностях Осташ­кова, Вышнего Волочка, Бологого, Удомли. Они разобщены зандро- выми и озерными понижениями, незаметно возвышаясь над ними на 20—40 м, достигая 220—250 м над уровнем моря.

Зандровые равнины расположены преимущественно в пери­ферической зоне области валдайского оледенения и в прилегающих к ней местах на правобережье Днепра ниже Смоленска, в верховьях Западной Двины, Волги, Тверцы, среднего течения Мологи. Вне границ оледенения равнины плоские, а внутри этих границ они нередко бывают холмистые с многочисленными просадочными понижениями. Очевидно, в таких местах пески отлагались поверх еще не вполне растаявших останцов валдайского ледникового покрова. Наклон равнин к югу и юго-востоку указывает преобладающие направления приледникового стока талых вод, унаследованные современными крупными реками.

Внутри краевой зоны валдайского оледенения сток талых вод был сосредоточен в ложбинообразных понижениях между островами рав­нинного и холмисто-грядового рельефа. В наиболее крупных ложбинах шириной в несколько километров проложили свои пути реки Волчина, Тверда, Цна и другие, образовались большие озера и среди них Сели­гер, Вселуг, Пено, Волго. Следует заметить, что большинство этих лож­бинных понижений образовалось в результате эрозионной деятельности самого ледника и подледниковых потоков талых вод. Некоторые лож­бины и озерные котловины (например, котловины верхневолжских озер) наследуют понижения поверхности коренных пород.

Ледниково-озерные равнины развиты в бассейне левых притоков Западной Двины — Межи и Каспли. Их совершенно плоская поверхность представляет собой дно крупных котловин. Среди котло­вин возвышаются острова моренно-холмистого рельефа с озами и ка- мами относительной высотой 15—20 м и более. С юга и востока котло­вины ограничены водораздельными высотами, разделяющими бассейны Западной Двины и Днепра. Благодаря этому при отступании валдай­ского ледника сток талых вод в дистальном направлении был невоз­можен и в котловинах образовались плотинные озера. При понижении уровня озер сформировались два террасовых уровня: низкий в центре котловин и более высокий по их периферии с абсолютными высотами соответственно 160—180 и 180—200 м. На западном склоне Духовщин- ской возвышенности выделяется еще один водноледниковый уровень в виде камовой террасы высотой 205—220 м над уровнем моря. Терраса сложена разнозернистыми песками и сформировалась в то время, когда Межевская и Касплянская котловины были еще заняты льдом.

Многие исследователи считают (Рельеф и стратиграфия четвертич­ных отложений, 1961, Последний европейский ледниковый покров, 1965), что описанный рельеф образовался во время максимальной, бо- логовской, и двух последующих, едровской и вепсовской, стадий вал­дайского оледенения. Широкая ледниковая лопасть, заполнявшая Ме- жевскую и Касплянскую котловины в бологовскую стадию, была мало­активна и вскоре превратилась в глыбу мертвого льда. По южной окраине лопасти прослеживаются лишь слабо выраженные конечномо­ренные гряды. Преобладает холмистый моренно-камовый рельеф, сло­женный сравнительно маломощными отложениями валдайского лед­ника. С восточной стороны лопасти моренно-грядовые формы совсем отсутствуют.

Севернее, вдоль уступа карбонового плато к девонской низине, краевые формы трех названных стадий валдайского оледенения замет­но сближены и морфологически очень хорошо выражены. Особенно зна­чительны* краевые образования вепсовской стадии, которые прослежи­ваются вдоль водораздела между бассейном Ловати и бассейнами За­падной Двины и Волги. Вепсовские моренно-грядовые формы высту­пают западнее и севернее Торжка, в районе Осташкова, севернее Выш­него Волочка и севернее ст. Удомли, достигая 270—300 ж над уровнем моря. Именно к этим краевым формам примыкают зандровые равнины в верховьях Западной Двины, Волги и в среднем течении Мологи. В это время талые воды часто размывали моренно-камовые всхолмления бо­лее ранних стадий оледенения (например, у Вышнего Волочка). Боло­товские и едровские морены прослеживаются лишь отдельными звень­ями по правому берегу Западной Двины в ее верхнем течении, у Сели- жарова и в других местах.

Отличительная особенность рельефа области валдайского оледене­ния в целом — свежесть ледниковых и водноледниковых форм. Здесь хорошо сохранились не только крупные, но и малые формы рельефа, обусловленные неравномерной ледниковой аккумуляцией. Обилие озер также составляет характерный элемент ландшафта.