DISERTATIONES GEOLOGICAEUNIVERSITAS LATVIENSIS

NR. 28

Māris Krievāns

HIDROGRĀFISKĀ TĪKLA VEIDOŠANĀS LEJAS GAUJAS SENIELEJAI PIEGUĻOŠAJĀ TERITORIJĀ VĒLĀ VISLAS APLEDOJUMA

DEGLACIĀCIJAS LAIKĀPromocijas darba koPsavilkums

Doktora grāda iegūšanai ģeoloģijas nozarēApakšnozare: kvartārģeoloģija un ģeomorfoloģija

Rīga, 2015

Disertācija izstrādāta Latvijas Universitātes Ģeogrāfijas un Zemes zinātņu fakul-tātes Ģeoloģijas nodaļā no 2010. gada līdz 2015. gadam.

IEGULDĪJUMS TAVĀ NĀKOTNĒ

Šis darbs izstrādāts ar Eiropas Sociālā fonda atbalstu projektā “Atbalsts doktora studijām Latvijas Universitātē”.

Promocijas darba vadītājs: Vitālijs Zelčs, profesors, Dr. geol. (Latvijas Universitāte)

Recenzenti:Albertas Bitinas, asociētais profesors, Dr. geol., Klaipēdas Universitāte (Lietuva) Valdis Segliņš, profesors, Dr. geol., Latvijas UniversitāteJuris Soms, Dr. geol., Daugavpils Universitāte

Promocijas padomes sastāvs:Ervīns Lukševičs, profesors, Dr. geol. – padomes priekšsēdētājsLaimdota Kalniņa, asociētā profesore, Dr. geogr.Valdis Segliņš, profesors, Dr. geol.Vitālijs Zelčs, profesors, Dr. geol.

Padomes sekretārs: Ģirts Stinkulis, asociētais profesors, Dr. geol.

Disertācija pieņemta aizstāvēšanai ar Latvijas Universitātes Ģeoloģijas promoci-jas padomes 2014. gada 16. decembra sēdes lēmumu Nr. 5/682.

Disertācijas atklāta aizstāvēšana notiks LU Ģeoloģijas promocijas padomes sēdē 2015. gada 8. maijā Rīgā, Alberta ielā 10, Jāņa un Elfrīdas Rutku auditorijā (313. telpa).

Ar promocijas darbu ir iespējams iepazīties Latvijas Universitātes Zinātniskajā bibliotēkā Rīgā, Kalpaka bulvārī 4, un Latvijas Akadēmiskajā bibliotēkā Rīgā, Lielvārdes ielā 4.

Disertācijas kopsavilkuma izdošanu ir finansējusi Latvijas Universitāte.

Atsauksmes sūtīt: Dr. Ģirts Stinkulis, Latvijas Universitātes Ģeoloģijas nodaļa, Raiņa bulvāris 19, LV-1586, Rīga. Fakss: +371 6733 2704, e-pasts: Girts.Stinkulis@lu.lv

© Māris Krievāns, 2015 © Latvijas Universitāte, 2015

ISBN 978-9984-45-988-2

3

SAturS/ContEntS

AnotāCiJA ............................................................................................. 4iEVAdS ..................................................................................................... 5

Pētījuma aktualitāte ....................................................................................... 5Darba novitāte ................................................................................................. 6Darba hipotēze ................................................................................................ 7Aizstāvēšanai izvirzītās tēzes ....................................................................... 7Pētījuma mērķis un uzdevumi ..................................................................... 8Rezultātu aprobācija ....................................................................................... 8

1. PētīJumu tEritoriJAS KVArtārĢEoLoĢiSKāS VidES APStāKļi ......................................................................................... 9

2. PriEKšStAti PAr hidrogrāfiSKā tīKLA AttīStīBu VēLā ViSLAS APLEdoJumA dEgLACiāCiJAS LAiKā .......... 12

3. mAtEriāLi un mEtodES ........................................................... 154. rEZuLtāti un intErPrEtāCiJA ............................................. 18

4.1. Glaciālie un paliku ezeri, to izplatība un nogulumi ....................... 184.2. Lejas Gaujas senielejas pēdējā leduslaikmeta noslēguma posma

nogulumi un terases .............................................................................. 254.3. Miegupes ieleja ....................................................................................... 294.4. Rauņa ieleja ............................................................................................. 304.5. Kazu ielejas un Bušlejas ieleju sistēma .............................................. 33

5. diSKuSiJA ........................................................................................... 355.1. Ledus ezeru un paliku ezeru izplatības laiktelpiskās izmaiņas

saistībā ar ledāja malas veidojumu joslām ........................................ 355.2. Lejas Gaujas pietekupju ieleju ģenēzes atšķirības ............................ 42

SECināJumi ........................................................................................... 47PAtEiCīBAS ............................................................................................. 49PuBLiKāCiJu SArAKStS .................................................................... 100iZmAntotā LitErAtūrA ................................................................ 103

4

AnotāCiJA

Disertācijā izklāstīti pētījumu rezultāti par hidrogrāfiskā tīkla attīstību ledāja malā un tai pieguļošajā ārpusledāja teritorijā apstākļos ar sarežģītu lokālo virsmas topogrāfiju. Šādi apstākļi, kad ledājūdeņu un no ārpusledāja teritorijas pieplūstošo virszemes ūdeņu drenāža ir apgrūtināta, ir raksturīga pārejas joslā no ledāja salveida starplobu augstienēm uz glaciodepresiju zemienēm. Kā mi-nētajiem apstākļiem atbilstoša etalonteritorija tika izvēlēta pārejas zona starp Vidzemes augstieni un Ziemeļvidzemes, daļēji arī Viduslatvijas zemienēm. Pētījums balstās uz oriģināliem pētījumu materiāliem, kuri iegūti, izmantojot nogulumu lauka pētījumu metodes un vecuma noteikšanas rezultātus, kā arī ar ĢIS rīku palīdzību atvasinātus precīzas ģeotelpiskās piesaistes datus. Tā rezultātā ir izstrādāts ledājūdeņu un paliku ezeru laiktelpiskās attīstības modelis, kā arī izzināta ar šo ezeru drenāžu saistīto ieleju veidošanās. Pētījumā izvērtēta ledā-jūdeņu mijiedarbība ar ledāja malas veidojumiem. Lietišķa nozīme ir pētījumu gaitā iegūtajai informācijai par erozijas tīkla un zemes virsmas saposmojuma raksturu un precizējumiem par atsevišķu nogulumu ģenētisko tipu izplatību.

raksturvārdi: ledājūdeņu noteces ielejas, upju ielejas, glacioakvālie nogulu-mi, fluviālie nogulumi, pieledāja ezeri

5

iEVAdS

Pētījuma aktualitāte

Vēlā Vislas apledojuma laikā Fenoskandijas ledusvairogs savu maksimālo iz-platību sasniedza pirms 26,5 un 19–20 tūkstošiem gadu (Clark et al., 2009). Šajā laikā daļēji vai pilnībā tika iznīcināts Ziemeļeiropas, Centrāleiropas un Krievijas ziemeļu reģionu senais upju tīkls (Starkel, 2003; Vandenberghe, Huisink, 2003). Ledājs bloķēja daudzu upju noteci, kuras pirms tam plūda ziemeļu virzienā. Šajā laikā lielākā Centrāleiropas daļa atradās ilggadīga sasaluma joslā. Uzlabojoties klimatiskajiem apstākļiem, un iestājoties Vēlā Vislas apledojuma degradācijas etapam, sākās strauja ledus kušana. Visos reģionos, ko bija klājis ledājs, vien-laicīgi ar tā izzušanu aizsākās jauna upju tīkla veidošanās un pārveidošanās (Starkel, 2003). Leduslaikmeta beigu posmā virszemes noteces tīkls bija izvietots vienmērīgāk nekā mūsdienās, lai gan tā izvietojums bija tieši saistīts ar konti-nentālā apledojuma malas zonu un zemes virsmas topogrāfiju (Sidorchuk et al., 2003). Mūsdienu arktiskajos un subarktiskajos reģionos valda līdzīgi apstākļi tiem, kādi ir bijuši leduslaikmetu beigu posmos.

Upju ieleju tīkla attīstība dienvidaustrumu Baltijas valstu teritorijā (Lietuvā, Latvijā un Igaunijā) ir cieši saistīta ar Vēlās Vislas Fenoskandijas ledusvairoga deglaciācijas gaitu (Eberhards, Miidel, 1984; Raukas et al., 1995; Gaigalas, Dvareckas, 2002). Teritorijas ģeoloģiskās uzbūves un ledāja radītās zemes virs-mas topogrāfiskās atšķirības, kā arī paleoģeogrāfisko apstākļu straujas izmaiņas noteica to sarežģītu attīstību (Eberhards, 1979a, 2013; Raukas, Eberhards, 1986). Latvijā upju ieleju veidošanās un mūsdienu gultnes procesu pētījumi, kā arī detāla ģeomorfoloģiskā analīze veikta pagājušā gadsimta septiņdesmito gadu sākumā (Āboltiņš, 1971; Eberhards, 1972a), bet vēlāk izdarīti šo pētījumu reģionālie vispārinājumi (Eberhards, 1979a,b, 2013; Eberhards, Miidel, 1984). Minētais norāda, ka pēdējos divdesmit gados bijusi nepamatoti maza zinātniska un praktiska interese ne tikai par hidrogrāfiskā tīkla attīstības gaitu pēdējā leduslaikmeta beigu posmā, bet arī par mūsdienās notiekošo aluviālo procesu dinamikas izzināšanas nozīmīgumu mūsdienu klimata maiņas kontekstā.

Latvijā detalizēti upju ieleju attīstības pētījumi pārsvarā ir veikti tikai lielo upju ielejām, bet mazo upju ielejas nav tikušas sistemātiski pētītas. Atsevišķas mazās upju ielejas ir pētītas saistībā ar ledus ezeru krasta līniju pētījumiem vai upju lielbaseinu attīstības gaitas izzināšanu (skat. piemēram, Eberhards (1972a), Veinbergs, (1975)). Pēdējos gados iegūtie pētījumu rezultāti parāda, ka ir ne-pieciešams veikt mazo upju padziļinātus pētījumus apvidos ar vidēji saposmotu mūsdienu zemes virsmas topogrāfiju, jo šādos apstākļos hidrogrāfiskā tīkla zemākās pakāpes posmu attīstībā nozīmīga loma ir bijusi paleoģeogrāfiskajiem

6

apstākļiem un zemes virsmas sākotnējai topogrāfijai. Šajā kategorijā ietilpst augstieņu nogāžu upes un pārejas zonā no augstienēm uz zemienēm plūstošās mazās upes, kuras pārsvarā ir arī Latvijas lielo upju pietekas. Tās raksturojas ar komplicētiem terašu spektriem un gultnes garenprofiliem. Tas liek izteikt ideju, ka dažādie garenprofilu posmi ir veidojušies dažādā laikā (Krievāns, Rečs, 2012) saistībā ar drenāžas apstākļu straujām, pieļaujams, pat katastrofāla rakstura, lokālās erozijas bāzes izmaiņām (Krievāns, 2011).

Pieledāju ezeru straujās izmaiņas būtiski ietekmēja upju tīkla un to ieleju veidošanās gaitu. Ledājūdeņiem noplūstot no hipsometriski augstāk novie-totiem glaciāliem vai paliku ezeriem uz zemākiem, pakāpeniski no ūdens at-brīvojās jaunas teritorijas. Sākotnēji dažādas izcelsmes fluviālās gultnes saistīja blakus esošos glaciālos ezerus. Pēc paleoezeru noplūšanas un ledāja izkušanas, savienojoties atsevišķiem ieleju posmiem, radās vienota ūdenstece, kas ietvēra dažāda vecuma ūdeņu noteces gultnes. Atkarībā no teritorijas virsmas slīpuma, reljefa rakstura un erozijas bāzes līmeņa izmaiņām, upju ieleju garums pieauga uz leju, bet mazākā mērā arī uz augšu (Eberhards, 2013), kas tomēr ne vienmēr tā notika. Ņemot vērā visus iepriekš uzskaitītos apstākļus un deglaciācijas gaitu Latvijas teritorijā Vēlā Vislas apledojuma deglaciācijas laikā, kā etalonteritorija tika izvēlēta Lejas Gaujas senielejai pieguļošā teritorija. Izmantojot mūsdienīgas pētījumu metodes, fluviālajā ģeomorfoloģijā ir papildināta metodoloģiskā bāze, un sniegts jauns skatījums uz hidrogrāfiskā tīkla attīstību pēdējā apledojuma deglaciācijas gaitā.

darba novitāte

Darba novitāte izriet no iegūto un darbā izmantojamo materiālu kopuma un pielietojamo metožu daudzveidības salīdzinājumā ar pagājušajā gadsimtā veiktajiem pētījumiem. Izmantojot apjomīgu ģeotelpiskās informācijas avotu klāstu, tika iegūta augstas precizitātes upju ieleju un to raksturojošo morfo-metrisko elementu digitālā karte. Tā ļāva efektīvāk un pārskatāmāk izmantot iegūtos datus un veikt ģeotelpisko analīzi. ĢIS vidē izstrādāta oriģināla datubāze Ziemeļvidzemes upes, kurā apkopota informācija par vairāk nekā 45 Gaujas lielā-kajām pietekām posmā Strenči–Vangaži. Lauka un kamerālās pētījumu metodes disertācijai izvēlētas ar mērķi iegūt reprezentablu izejas datu kopu, bet rezultātu analīze un interpretācija, kā arī pētījuma secinājumi izstrādāti, ņemot vērā flu-viālās ģeomorfoloģijas jaunākos teorētiskos priekšstatus (Miall, 2006) un atziņas par paleohidrogrāfiskā tīkla attīstību pētījuma teritorijā pēdējā leduslaikmeta noslēguma posmā un pēcleduslaikmetā. Upju virspalu terašu iekšējās uzbūves pētījumos tika izmantota rietumvalstīs izstrādāta litofāciju analīzes metode (Miall, 1985, 2014; Zieliński, Goździk 2001; Houben, 2007), kas ļauj šī pētījuma rezultātus un nogulumu uzkrāšanās vides interpretācijas salīdzināt ar līdzīgiem pētījumiem pasaulē. Iegūtie rezultāti ļauj kritiski izvērtēt agrāk iegūtos citu

7

pētnieku datus par Latvijas upju virspalu terases veidojošo iežu un nogulumu ģenēzi un veikt nogulumu uzkrāšanās vides precizēšanu vai pat reinterpretāciju.

Pētījumu teritorijā veikta fluviālo ieleju ģeotelpiskā analīze, izzinātas noteces izvietojuma un telpiskās organizācijas sakarības, noskaidrota ledāja un ledājku-šanas ūdeņu veidoto reljefa formu morfometrisko parametru sakarības, veikta ledāja un upju noteces veidošanās un attīstības noteicošo faktoru ietekmes analīze, kā arī iegūti dati par glacioakvālo nogulumu uzkrāšanos ledāja malas zonā un tai pieguļošajā teritorijā. Morfoloģiskie rādītāji sniedza informāciju par glacioakvālo un aluviālo nogulumu un pētāmo reljefa formu raksturojumu horizontālā un vertikālā griezumā.

darba hipotēze

Vēlā Vislas apledojuma deglaciācijas gaitā Latvijas teritorija pakāpeniski atbrīvojās no segledāja, kas bloķēja virszemes noteci Baltijas jūras un Rīgas līča virzienā. Tādējādi ledājkušanas ūdeņi uzkrājās un veidoja plašus, lokālus ledā-jūdeņu sprostezerus starp ledāju un no ledāja brīvo teritoriju, kuri deglaciācijas gaitā nereti pārvērtās distālos paliku ezeros. Tā kā kontinentālā ūdensšķirtne atrodas dienvidos no Latvijas, sprostezeri un paliku ezeri noplūda gar ledāju vai arī teritorijai atbrīvojoties no ledāja  – tā atkāpšanās virzienā. Šādi ledājūdeņu drenāžas apstākļi izsauca marginālo un pārgāznes ledājūdeņu noteces ieleju vei-došanos un ar tām saistīto pieteku ieleju, pa kurām notika paliku ezeru drenāža, attīstību un strauju dziļumeroziju.

Aizstāvēšanai izvirzītās tēzes

1. Pārejas zonā no augstienēm uz ledāja zemienēm upju ielejas veidojās, ledāj-kušanas ūdeņiem vai lokāliem ledus sprostezeriem, pieledāja vai distālajiem paliku ezeriem pārsvarā drenējoties gar ledāju vai proksimālā virzienā attie-cībā pret ledāju.

2. Sprostezeru sezonālās un drenāžas radītās līmeņa svārstības noteica būtiskas lokālās erozijas bāzes svārstības, kas sekmēja relatīvi dziļu pārgāznes ieleju veidošanos.

3. Ledāja augstieņu orientētais paugurgrēdu un starppauguru ieplaku reljefs sekmēja daudz plašāku sprostezeru un paliku baseinu izplatību, nekā tas tika uzskatīts līdz šim.

4. Posmā no Siguldas līdz Valmierai Gaujas virspalu augšējo terašu nogulumi ir uzkrājušies pieledāja un paliku baseinā, bet terases ir tajos iegrauztas fluviālās erozijas rezultātā.

8

Pētījuma mērķis un uzdevumi

Pētījuma mērķis ir izpētīt ledājkušanas ūdeņu noteces tīkla veidošanos ledā-ja augstieņu un zemieņu pārejas zonā, kā pētījumu etalonteritoriju izmantojot Lejas Gaujas senielejai pieguļošo teritoriju.

Darba mērķa sasniegšanai tika izvirzīti šādi galvenie uzdevumi:1. Apzināt un apkopot līdzšinējos pētījumus par ledājkušanas ūdeņu baseiniem

un noteces ielejām, paliku baseiniem un upju ielejām Latvijā Vēlā Vislas apledojuma noslēguma posmā.

2. Veikt fluviālo reljefa formu izvietojuma pētījumus kamerālos un lauka ap-stākļos Lejas Gaujas senielejā un tai pieguļošajā teritorijā.

3. Apsekot atsegumus virspalu terasēs, glaciālajos un paliku ezeros un veikt šo reljefa formu iekšējās uzbūves pētījumus, lai rekonstruētu sedimentācijas paleovides apstākļus.

4. Veikt lauka un kamerālo pētījumu rezultātu par pētāmās teritorijas hidrogrā-fiskā tīkla veidošanos apstrādi un ģeotelpisko analīzi.

5. Noskaidrot upju ieleju veidošanās apstākļu un teritorijas ģeoloģiskās uzbūves un virsmas morfoloģijas kopsakarības.

6. Sniegt paleohidrogrāfiskā tīkla attīstības interpretāciju un nozīmīgākās tā morfoloģijas laiktelpiskās izmaiņas.

rezultātu aprobācija

Darbā paustās atziņas ir prezentētas vairākās starptautiskās konferencēs un integrētas vairākās zinātniskās publikācijās. Pētījuma rezultāti publicēti 8 zināt-niskās publikācijās, viena publikācija iesniegta publicēšanai, viena zinātniskā grāmata ir izdota. Par pētījumu rezultātiem ziņots 7 starptautiskās un 17 vietējās konferencēs.

9

1. PētīJumu tEritoriJAS KVArtārĢEoLoĢiSKāS VidES APStāKļi

Pētījumu teritorija atrodas Vidzemes vidienē, iekšzemē austrumos no Rīgas līča (1. attēls). Tā izvietota dabas apstākļu, tajā skaitā kvartāra nogulumu izpla-tības un ģeomorfoloģiskā ziņā atšķirīgos fizioģeogrāfiskos apvidos vai to daļās – Vidzemes augstienes Mežoles paugurainē un tai pieguļošajā teritorijā, Idumejas augstienes Augstrozes (Dauguļu–Raiskuma pēc Āboltiņš, 1971) paugurvaļņa centrālajā un dienvidu daļā, Gaujas ielejai pieguļošajos Ziemeļvidzemes zemie-nes Burtnieka un Sedas līdzenumos un Trikātas pacēlumā, kā arī Viduslatvijas zemienes Ropažu līdzenuma ziemeļu stūrī.

1. attēls. Pētījumu teritorijas novietojums. Ar numuriem apzīmēti dabas rajoni, kurus šķērso pētījumu teritorija: 1 – Viduslatvijas zemiene; 2 – Vidzemes augstiene;

3 – Idumejas augstiene; 4 – Ziemeļvidzemes zemiene. Zemes virsmas reljefa attēlošanai izmantoti SRTM digitālā augstuma modeļa dati (DEM).

Ģeogrāfiskā ainava, virsmas topogrāfija un ģeoloģiskā uzbūve pētījumu teri-torijā raksturojas ar lielu daudzveidību. Pētījumu teritorijas platība ir 2860 km2, zemes virsmas augstums mainās no 5 m vjl. Gaujas lejtecē līdz 262 m vjl. Dzēr-benes apkārtnē, vidējais reljefa augstums ir 111 m vjl. Pētījumu teritorija ietver nelielu Madlienas nolaidenuma un Ropažu līdzenuma ziemeļu daļu, kā arī ļoti nelielu Metsepoles līdzenuma dienvidu daļu.

10

Viduslatvijas zemiene (1. attēls) atrodas Latvijas centrālā daļā, un tā ir lielākais (13 241 km2) dabas rajons Latvijā (Zelčs, 1998b), kurā nodalās deviņi dabas apvidi (Zelčs, Šteins, 1989). Kvartāra nogulumu segas vidējais biezums Viduslatvijas zemienē ir no 10 līdz 20 m. Virzienā uz Vidzemes augstieni un zemienes dienvidaustrumiem tas pakāpeniski palielinās līdz 60–65 m.

Vidzemes augstiene (1. attēls) ir otra lielākā salveida izometriskā makrorelje-fa forma Latvijā, kuras platība ir 4772km2 (Āboltiņš, 1992). Tā ietver sešus dabas apvidus  – Augšgaujas pazeminājumu, Augšogres pazeminājumu, Aumeisteru paugurvalni, Mežoles pauguraini, Piebalgas pauguraini un Vestienas pauguraini (Zelčs, Šteins, 1989). Vidzemes augstienei ir izometriska kontūra un labi izteiktas nogāzes. Augstienes virsmas reljefs ir saposmots, un absolūtie augstumi mainās no 120 m tās malās līdz 311,6 m (Gaiziņkalns) augstienes iekšējā daļā. Virsmas absolūtais augstums gandrīz visur pārsniedz 180 m vjl. Atsevišķu reljefa formu relatīvie augstumi mainās no 5–10 līdz 20–60  m (Āboltiņš, 1992). Vidzemes augstienes subkvartāro pacēlumu pārklāj bieza kvartārsega. Tās biezums mainās no 100 līdz 160 m, vietām sasniedz pat 200 m, pārsvarā to veido glacigēnie nogulumi (Juškevičs, 2000a).

Idumejas augstiene ir otra mazākā (1494 km2) augstiene Latvijā (Zelčs, 1995), kurai nodala trīs dabas apvidus – Limbažu viļņoto līdzenumu, Augstro-zes paugurvalni un Gaujas senleju (Zelčs, Šteins, 1989). Augstienē pamatiežus pārklāj nevienmērīga kvartāra nogulumu sega. Idumejas augstienes austrumu daļā tās biezums ir no 30 līdz 40 m, paugurainajos masīvos ziemeļu daļā sasnie-dzot 60–70 m biezumu. Devona iežu palikšņa teritorijā, kā arī Raunas un Gaujas ieleju tuvumā tas samazinās līdz 5–10 m. (Straume, 1979).

Ziemeļvidzemes zemiene atrodas Vidzemes ziemeļu daļā, un tās platība ir 4952 km2 (Zelčs, 1998a). Ģeomorfoloģiski Ziemeļvidzemes zemiene aptver diverģentā tipa Burtnieka un Sedas līdzenumu, un Trikātas pacēlumu (Zelčs, Šteins, 1989). Zemienē pamatiežus klāj vidēji no 10 līdz 20  m bieza kvartāra nogulumu sega. Gar Salacas ieleju, Rūjas–Sedas un Burtnieku pazeminājumu, starp Gauju un Vaidavu, virs denudācijas palikšņiem kvartāra nogulumu segas biezums ir mazāks par 10 m (tur pamatieži atsedzas mūsdienu zemes vai upju krastos un gultnē). Augstākajos drumlinos un apraktajās ielejveida formās tas sasniedz 30–40 m, Vaidavas senielejā – 88 m.

Pētījumu teritorija atrodas pēdējā Fenoskandijas ledusvairoga periferiālās segas iekšējā zonā (Āboltiņš, 1975, 1989; Āboltiņš et al., 1988; Straume, 1979; Zelčs, Markots, 2004; Zelčs et al., 2011). Apskatāmās teritorijas ledāja veidotais reljefs sāka formēties pēdējā leduslaikmeta noslēguma posmā (Āboltiņš, 1989). Ledāja malas atkāpšanos, kuru dažreiz pārtrauca ledus lobu un mēļu aktivizācija, fiksē ledāja malas veidojumu joslas, no kurām vecākā, iespējams, ir Kaldabruņas josla, kuru Latvijā tradicionāli korelē ar Pomerānijas fāzi dienvidos no Baltijas jūras (Meirons et al., 1976; Zelčs et al., 2011). Hipsometriski zemāk novietotā orientētā paugurgrēdu josla uz Vidzemes augstienes Z nogāzes tiek saistīta ar

11

Gulbenes fāzi, bet zemieņu rajonos – ar Linkuvas fāzi (Zelčs et al., 2011). Tomēr hidrogrāfiskā tīkla (fluviālās sistēmas) attīstībā liela nozīme bija arī Valdemār-pils deglaciācijas fāzei, kuras veidojumi atrodas ārpus pētījumu teritorijas, taču ledus malas novietojums šajā laikā sekmēja ledājūdeņu un ārpus ledāja noteces dambēšanos un Silciema un Zemgales sprostezeru veidošanos (Āboltiņš, 1989; Āboltiņš et al., 1972, 1974, 1977; Meirons et al., 1976; Straume, 1979; Zelčs, Markots, 2004; Zelčs et al., 2011).

12

2. PriEKšStAti PAr hidrogrāfiSKā tīKLA AttīStīBu VēLā ViSLAS APLEdoJumA

dEgLACiāCiJAS LAiKā

Pēdējā Vislas apledojuma laikā, kad Fenoskandijas ledusvairogs sasniedza savu maksimālās izplatības robežu, dienvidaustrumu Baltija, tajā skaitā Latvija, atradās ledusvairoga nogāzē un periferiālās segas klātajā teritorijā. Šis apstāklis noteica to, ka apgabals, ko klāja ledus vairoga nogāze, bija pakļaus pārsvarā zemledāja erozijas (abrāzijas  – pēc O. Āboltiņa (Āboltiņš, 1975, 1989, 2010) lietotās terminoloģijas) iedarbībai, bet tālāk dienvidos esošajā teritorijā, kas at-radās zem ledāja periferiālās segas, dominēja zemledāja nogulumu akumulācijas un glaciotektoniskie procesi. Tos ledāja malas zonā nomainīja ledāja nogulumu marginālās litomorfoģenēzes un paraglaciālās vides apstākļi (Āboltiņš, Zelčs, 1988; Āboltiņš, 1989, 2010). Augstāk minētie atšķirīgie paleoģeogrāfiskās vides apstākļi, kuri noteica ledāja litomorfoģenēzes reģionālās atšķirības un laiktel-piskās izmaiņas pēdējā segledāja izzušanas gaitā, bija galvenie priekšnosacījumi tam, ka hidrogrāfiskā tīkla veidošanās dienvidaustrumu Baltijā notika teritorijās ar atšķirīgu ģeoloģisko uzbūvi un virsmas topogrāfiju. Līdz pagājušā gadsimta sešdesmitajiem gadiem Latvijā vispārīgi morfoloģiski pētījumi bija veikti tikai atsevišķām upju ielejām vai tikai to posmiem (Doss, 1915; Sleinis, 1936). Latvijas teritorijā pirmos detalizētos upju ieleju ģeomorfoloģiskos pētījumus ir veikusi M. Majore (Majore, 1952, 1962).

No pagājušā gadsimta septiņdesmitajiem gadiem detālus ģeomorfoloģiskos pētījumus par upju ielejām veikuši Latvijas Ģeoloģijas institūta, pēc tā reorga-nizācijas  – Vissavienības jūras ģeoloģijas un ģeofizikas zinātniski pētnieciskā institūta (turpmāk VNIIMORGEO) un P.  Stučkas Latvijas Valsts Universitātes Ģeogrāfijas fakultātes darbinieki. Izmantotās metodes bija ģeometriskā nivelē-šana, alūvija litoloģiskā un tekstūru analīze, kā arī ģeoloģiskā urbšana ar rokas urbi. Alūvija uzbūves un faciālās īpatnības, terašu izplatība un uzbūve tika noskaidrota Daugavai, Gaujai un šo abu upju pietekām (Āboltiņš, 1965a,b, 1969; Eberhards, 1969, 1972a, 1973a). Vienlaikus atsevišķās vietās tika pētīti leduseze-ru nogulumi un to saistība ar upju ieleju veidošanos. Šo pētījumu rezultāti tika atspoguļoti publikācijās (Āboltiņš et al., 1974; Eberhards, 1967; Veinbergs, 1975, 1996), kā arī apkopoti monogrāfijās par Gaujas (Āboltiņš, 197) un Daugavas ielejām (Eberhards, 1972a).

Lietuvā alūvija veidošanos, terašu uzbūvi, upju ieleju morfoloģiju un attīstību leduslaikmeta beigu posmā un pēcleduslaikmetā pētījis Basalikas (1961, 1968), Dvareckas (1976, 2000), Vozņačuks un Valčiks (Voznyachuk, Valchik, 1977), Gaigalas un Dvareckas (Gaigalas, Dvareckas, 2002) un Bitinas (Bitinas et al., 2002). Pētījumus par Igaunijas upju ieleju ģeomorfoloģiju un to saistību ar ne-otektoniskām kustībām veicis Mīdels (Miidel, 1967). Polijā upju tīkla veidošanās

13

apgabalos, kurus skāris pēdējais apledojums, pētnieciskā uzmanība galvenokārt pievērsa lielo upju ielejām, t.s. pradoļinām, kuras veidojušās gar ledāja malu. Detāli pētītas ir Notecas–Vartas (Noteć–Warta), Redas–Lebas (Reda–Łeba), Lejas Vislas un Odras ielejas. Mazāko upju ieleju ģeoloģiskie un ģeomorfoloģis-kie pētījumi sākās tikai pagājušā gadsimta astoņdesmitajos un deviņdesmitajos gados (Błaszkiewicz, 1998; Cedro, 2007). Daudzos kompleksos pētījumos ir apskatīta aprimušā ledus kušana un tā ietekme uz upju ieleju morfoloģiju (Böse, 1995). Priekšstatu pilnveidošanās par dienvidaustrumu Baltijas reģiona upju ieleju attīstību gandrīz 25 gadus ilgā posmā ir izsekojama no dažādā laikā izdo-tām publikācijām (Miidel, Raukas, 1991; Eberhards, 1979a,b; Eberhards, Miidel, 1984).

Sniegtais ieskats agrāko pētījumu vēsturē parāda, ka dienvidaustrumu Baltijā upju ielejas būtiski atšķiras. Galvenās atšķirības, pirmkārt, ir saistītas ar to, ka šajā reģionā upju ieleju tīkls, tāpat kā Polijā, atbilst pēdējā apledojuma margi-nālās akumulācijas zonai, taču maz ir pētījumu datu vai atvasinātu rezultātu par ledāja hidroloģisko sistēmu, kuras virsledāja, iekšledāja, zemledāja ledājūdeņu un ledāja gultnes pazemes ūdeņu apakšsistēmu apvienošanās pieledāja noteces sistēmā notiek ledāja malas zonā (Benn, Evans, 2010). Tiek uzsvērts, ka ledāja marginālās zonas robežās galvenā ledājkušanas ūdeņu notece veidojās gar le-dāja malu (Dvareckas, Eberhards, 1978; Eberhards, Miidel, 1984), tomēr nākas secināt, ka tā drīzāk ir reģionāla īpatnība, kas pārsvarā ir raksturīga dienvid-austrumu Baltijas reģiona dienvidu daļā, Ziemeļpolijā un Ziemeļvācijā (Ehlers, 1996). Pateicoties virsmas topogrāfijai, veidojas arī cita veida ledājūdeņu noteces sistēmas, piemēram, Ziemeļamerikā veidojās radiālā jeb periglaciālā (ibid.) vai arī pārrāvuma (turpmāk tekstā – pārgāznes) noteces ielejas, kas drenē gar ledāja malu izvietotās lokālo sprostezeru virknes (Eberhards, 2013).

Vēlā Vislas apledojuma degradācijas etapā, līdzīgi kā daudzos citos segledāja klātajos apgabalos, Latvijas teritorijā norisinājās divi nozīmīgi procesi, kuri ietekmēja ledāja atstātā virsmas saposmojuma raksturu un ledājūdeņu noteces apstākļu veidošanos, un norisinājās dažādās vidēs glečera ledus kušanas klāt-būtnē. Kā norāda Āboltiņš un Zelčs (1988), un Āboltiņš (1989), pirmais no tiem ir nevienmērīga ledāja nogulumu akumulācija zemledāja, iekšledāja, virsledāja apstākļos un ledāja malas zonā. Otrs tikpat vērienīgs notikums bija pēdējā apledojuma uzkrāto nogulumu sākotnējā biezuma izmaiņas un zemledāja gla-ciotektonisko deformāciju un ledāja dinamiskā un statiskā spiediena dislokāciju veidošanās ledāja malas zonā. Nevienmērīgas ledāja akumulācijas rezultātā le-dāja klātajā teritorijā radās ledāja gultnes lielsaposmojums, kas mūsdienu reljefā izpaužas kā augstieņu un zemieņu mija.

Pēdējā apledojuma deglaciācijas etapa sākumā Latvijā, tāpat kā Lietuvas ziemeļu un rietumu daļā, aiz segledāja maksimālās izplatības robežas perigla-ciālajā zonā veidojās sarežģīta priekšfrontālo lokālo pieledāja ezeru sistēma. Ap-rimušo ledāja starpmēļu salveida augstieņu apgabalos veidojās izolēti iekšledāja

14

ledājūdeņu ezeri (Eberhards, Miidel, 1984; Eberhards, 2013). Turpinoties ledāja degradācijai, baseini izplatījās tālāk uz rietumiem un ziemeļrietumiem. Šī pār-vietošanās telpiski bija daudz komplicētāka un notika no hipsometriski augstā-kām vietām uz hipsometriski zemāk novietotiem apvidiem, kuri atbrīvojās no ledāja tā izzušanas gaitā. Tātad baseina ūdeņu noplūšanas virziens nebija tik stingri noteikts, un to ietekmēja ledāja periferiālās segas dinamiskā struktūra, respektīvi, ledus lobu un mēļu telpiskais izvietojums un no ledāja ledus brīvās zemes virsmas lielsaposmojums, un lokālā artikulācija. Ezeriem vairākkārtīgi noplūstot, mainījās to līmeņi, kas veidoja lokālo, bet vēlāk Baltijas ledus ezera laikā jau reģionālo upju erozijas bāzi. Šo līmeņu svārstību amplitūda, pēc Eber-harda un Mīdela (Eberhards, Miidel, 1984; Eberharda, 2013) datiem, svārstījās no 3–5 m līdz 8–10 m dažu desmitu gadu laikā.

No ledāja brīvajā teritorijā notika intensīva upju iegraušanās un pagarināša-nās. G.  Eberhards (1973b) norāda, ka upju iegraušanos pastiprināja teritorijas pacelšanās glacioizostāzijas rezultātā. Nartišs (2014), balstoties uz jaunākajiem datiem par Rīgas līča Baltijas ledus ezera krasta līniju deformācijām (Rečs, Krievāns, 2013), norāda, ka šis efekts bija 3 mm/gadā pie Sējas un 6 mm/gadā pie Ainažiem. Ņemot vērā ledusezeru un paliku ezeru eksistences laiku (daži desmiti līdz 120–150 gadu), glacioizostāzijas efekts salīdzinājumā ar lokālās erozijas bāzes līmeņa svārstībām īslaicīgā skatījumā ir vērtējams kā nenozīmīgs, ko savulaik norādījis arī Eberhards (1973b). Atšķirībā no vairākuma Lietuvas upju, Latvijā upju ieleju veidošanās lielākoties notika lēcienveidīgi, savstarpēji savienojoties dažādas ģenēzes un vecuma upju posmiem (Āboltiņš, 1971; Eber-hards, 1972a, 1973a, 2013). Uz posmveidīgu upju ieleju attīstību norāda vairāku dažāda vecuma virspalu terašu spektru esamība vienai upei (Eberhards, 2013). Latvijā upju ieleju virspalu terases tiek grupētas divos kompleksos – augšējā un apakšējā terašu spektrā (Āboltiņš et al., 1974; Eberhards, 2013).

15

3. mAtEriāLi un mEtodES

Pētījums balstās uz oriģināliem lauka pētījumos iegūtiem datiem (2. attēls), kartogrāfiskā materiāla ģeotelpisko apstrādi, analīzi un interpretāciju, kā arī daudzu pētnieku agrāk veikto darbu rezultātu apzināšanu, kritisku analīzi un salīdzināšanu ar autora iegūtajiem rezultātiem. Materiāli disertācijas izstrādei tika savākti sešos gados. Pētījuma realizāciju var nosacīti iedalīt četros posmos. Lai iegūtu pilnīgu priekšstatu par pētījumu teritoriju, pirmajā posmā kamerālos apstākļos tika veiktas teorētiskās studijas, pieejamās publicētās un nepublicētās zinātniskās literatūras, kā arī dažādu kartogrāfisko materiālu apzināšana, infor-mācijas apkopošana un analīze.

2. attēls. Lauka pētījumu vietu izvietojums. Apzīmējumi: brūnie aplīši– urbumi; zilie kvadrāti – atsegumi; dzeltenie aplīši ar krustiņu vidū – karjeri; sarkanie aplīši – OSL

datējumu vietas; melnie trijstūri – skatrakumi; melnās līnijas – ģeoloģiskās kartēšanas maršruti; brūnā līnija – pētījumu teritorija; zilās līnijas – upes; gaišie laukumi – pilsētas;

gaiši zilie laukumi – lielākie ezeri. Zemes virsmas reljefa attēlošanai izmantoti SRTM digitālā virsmas modeļa dati.

Otrajā posmā notika lauka pētījumi, kuru mērķis bija veikt ledājkušanas ūdeņu baseinu un upju ieleju ģeoloģiski ģeomorfoloģiskos un terašu nogulumu sedimentoloģiskos pētījumus, kā arī ģeodēziskos uzmērījumus. Sākotnēji tika

16

izdarīta pētījumu teritorijas rekognoscija. Tās laikā tika gūts priekšstats par teritorijas reljefa raksturu un izvēlētas pētījuma vietas un atsevišķi objekti, kuros būtu jāveic detāli pētījumi.

Trešajā posmā noritēja lauka un kamerālajos pētījumos iegūto datu un mate-riālu apkopošana un analīze. Šajā posmā tika izstrādāti zemes virsmas digitālie modeļi un veikta ledājūdeņu baseinu nogulumu un krasta līniju modelēšana. Noslēdzošajā posmā lauka pētījumos veikta iegūto datu un interpretāciju atkār-tota verifikācija un paleoģeogrāfisko rekonstrukciju precizēšana.

Informācija par pētījumu teritorijas novietojumu, ģeoloģiski ģeomorfolo-ģisko raksturojumu un upju ieleju pētījumu vēsturi lielākoties iegūta Latvijas Universitātes Zemes un Vides zinātņu bibliotēkā un Ģeomorfoloģijas un ģeomātikas katedras bibliotēkā. Vairāki nepublicētie avoti un kartogrāfiskie materiāli analizēti LVĢMC Valsts ģeoloģijas fonda krājumos, galvenokārt tie ir  m 1  :  50 000 un  m 1  :  200  000 ģeoloģiskās kartēšanas un izpētes materiālu pārskati, dažādi grafiskie pielikumi un ģeoloģisko maršrutu perfokaršu mate-riāli. No šiem datiem un materiāliem, kas atrodas LU ĢZZF ģeotelpisko datu servisu uzturošā Web Map Service servera datubāzē, izmantojot ESRI ArcGIS 10 programmatūru un veicot manuālo digitalizēšanu, tika sagatavota pētījumu teritorijas M 1 : 50 000 digitālā kvartāra nogulumu karte.

Dažādu attēlu un shēmu sagatavošanai tika izmantotas lielmēroga (M 1:10 000, M 1 : 25 000 un m 1 : 50 000) topogrāfiskās kartes. Izmantojot ĢIS programmatūru un PSRS armijas ģenerālštāba m 1 : 10 000 topogrāfiskās kartes, tika izveidota datubāze Ziemeļvidzemes upes, kurā apkopota informācija par vairāk nekā 45 Gaujas lielākajām pietekām posmā Strenči–Vangaži. Apkopotie dati satur informāciju par upes garenprofila, kreisā un labā pamatkrasta augšējās krotes (augšmalas) augstumu m vjl., ielejas platumu, dziļumu un pamatkrastos atsegtajiem devona iežiem un kvartāra nogulumiem.

Lauka pētījumos tika veikta pētāmajā teritorijā esošo upju ieleju un ledāja kušanas ūdeņu izveidoto baseinu izplatības areālu detāla kvartārģeoloģiskā un ģeomorfoloģiskā izpēte. Izpētes gaitā fiksēts virspalu terašu, krasta līniju, gravu un pieteku izvietojums, veikti 265 ģeoloģiskie urbumi ar rokas urbi un grunts zondi, aprakstīti 17 atsegumi upju krastos, 17 skatrakumos, apmeklēti 26 karjeri (2. attēls), kā arī veikta urbumu un novērojumu vietu ģeotelpiskā piesaiste ar augstas precizitātes GPS uztvērēju. Lauka pētījumos veikta maršrutveida ģe-omorfoloģiskā kartēšana, kas ļāva iegūt pilnīgāku priekšstatu par pētāmā reģiona ledājūdeņu baseinu krasta līniju izvietojumu un upju terašu izplatību (2. attēls).

Ņemot vērā, ka detāla ģeoloģiskā kartēšana ir ļoti laikietilpīga, tad paleo-baseinu robežu precizēšanai tikai izmantoti ģeoloģiskās kartēšanas maršruti un perfokaršu materiāli, kas nesakritību gadījumā tika atkārtoti pārbaudīti uz lauka un nepieciešamības gadījumā pārinterpretēti. Autora veiktie urbumi un zondējumi tika izvietoti ar aprēķinu, lai tie skartu dažādā dziļumā un vietās izgulsnētus nogulumus, kā arī lai pārliecinātos par ģeoloģiskās kartēšanas

17

maršruta punktu korektumu un pēc iespējas precīzāk iezīmētu robežas starp dažādas ģenēzes nogulumiem.

Lai noskaidrotu baseinu un virspalu terašu morfoloģiju un iekšējās uzbūves īpatnības, pētījuma gaitā vairākās vietās tika veikta stāvkrastu un karjeru sienu atsegumu attīrīšana un pētīts nogulumu litoloģiskais sastāvs. Vairākos atsegu-mos veikta detāla nogulumu litofāciju izpēte. Litofāciju apzīmējumu sistēmas izveidei izmantota vairāku autoru (Miall, 1978, 1985; Eyles et al., 1983) izstrā-dātā litofāciju klasifikācija. Tekstūru latviskošanai izmantota Eberharda (1972c) sniegtā pieņemto zīmju un apzīmējumu sistēma ģeomorfoloģijā. Pēc nogulumu struktūras un tekstūras pazīmju analīzes tika veikta nogulumu vides uzkrāšanās rekonstrukcija (Miall, 2006). Pēc digitālās fotofiksēšanas izdarīšanas sagatavo-tajos atsegumos tika veikti nogulumu slīpslāņoto sēriju krituma azimutu un leņķu, kā arī dažāda granulometriskā sastāva slāņu kontaktvirsmu mērījumi. Lauka pētījumos piecos atsegumos ievākti smilts paraugi nogulumu vecuma noteikšanai ar OSL metodi. Smilts paraugi nosūtīti uz Somijas Dabas vēstures muzeja Datēšanas laboratoriju Helsinkos, kur šīs laboratorijas speciālisti veica paraugu tālāko apstrādi.

18

4. rEZuLtāti un intErPrEtāCiJA

Iegūtie pētījumu rezultāti atspoguļo virszemes ūdeņu noteces veidošanos Gaujas baseina vidusdaļā no pēdējā Fenoskandijas ledusvairoga deglaciācijas sākuma posma līdz izolēto paleobaseinu (pēc Straumes (1979) terminoloģijas ūdenstilpņu, kam nav tieša kontakta ar ledu) jeb, lietojot Danilāna (Danilāns, 1973) terminoloģiju, paliku paleoezeru izzušanai dotajā teritorijā. Galvenie rezultāti par ledājkušanas un ārpusledāja paliku paleobaseinu noteces ūdeņu radīto ieleju un dažāda tipa baseinu izplatību, uzbūvi un morfoloģiju iegūti, balstoties uz kvartārģeoloģisko un ģeomorfoloģisko lauka pētījumu, morfolo-ģiskās izpētes, statiskās analīzes un ģeotelpiskās analīzes datiem. Tie ir ļāvuši noskaidrot kušanas ūdeņu veidoto ieleju telpiskā izvietojuma likumsakarības un attīstību saistībā ar ledāja deglaciācijas fāzēm, ledājūdeņu un ārpusledāja ūdens noteces sprostošanos un noteces pārgāžņu veidošanos. Iegūtie rezultāti nozīmīgi papildina izpratni par virszemes ūdeņu noteces veidošanos Ziemeļvidzemē pēdējā apledojuma noslēguma posmā, kad radās šai teritorijai raksturīgās mūs-dienu virszemes noteces tīkla iezīmes.

4.1. glaciālie un paliku ezeri, to izplatība un nogulumi

Lauka pētījumu un kartogrāfiskā materiāla analīzes dati ir likuši pārvērtēt agrākos priekšstatus par glaciālo un paliku ezeru izplatību. Plašos areālos, pie-mēram, Līgatnes ielejai pieguļošajā līdzenumā, ģeoloģiskās kartēšanas materiālos (Straume et al., 1981b) ledājūdeņu nogulumi ir interpretēti kā glaciofluviālās sanesas. Šajā un citos apvidos sastopamo glacioakvālas izcelsmes nogulumu izplatības areālu kontūras, virsmas topogrāfija (kritums proksimālā virzienā novietoto ledāja malas veidojumu virzienā) un fluviālās erozijas formu izplatība radīja šaubas par tādu interpretāciju. Tāpēc tika veikti atkārtoti pētījumi, minē-tajā un citās morfoloģiski līdzīga saposmojuma teritorijās. Šo atkārtoto pētījumu rezultātu tālākais izklāsts atsegs reālo situāciju un pierādīs, ka agrākā interpre-tācija ir bijusi kļūdaina vai vismaz nepilnīga. Visticamāk, ka šāda kļūdaina vai nepilnīga nogulumu ģenētiskā interpretācija ir skaidrojama ar to, ka nav tikušas ņemtas vērā nogulumu faciālās izmaiņas dažādās baseina daļās, t.i., baseina seklākajā, hidroloģiski aktīvākajā daļā uzkrāsies rupjgraudaināki nogulumi nekā baseina dziļākajā un hidroloģiski mierīgākajā daļā.

Pastāvot stingri limitētam novērojumu skaitam ģeoloģiskās kartēšanas laikā, ir pilnīgi pieļaujams, ka tika konstatēti tikai rupjgraudaināki nogulumi baseinu malās, virs glacigēnā reljefa lokāliem pacēlumiem vai ūdens straumju ieplūdes vietās ledājūdeņu ezeros. Ledusezeru dziļākās vietas, kur izplatīti smalkāki no-gulumi, mūsdienās ir grūti pieejamas un tās aizņem mitraines vai slapji meži un krūmāji. Arī M 1 : 50 000 un pat 1 : 200 000 ģeoloģiskās kartēšanas materiālos

19

tika konstatēti atsevišķi gadījumi, kad glaciolimniskie nogulumi ir uzrādīti tikai izometriska to izplatības areāla centrālajā daļā, bet perifērijā tos apjož glaciofluviālie respektīvi rupjgraudaināki nogulumi. Pārbaudot rupjgraudaināku ledājūdeņu nogulumu klātbūtni šajos areālos, tika konstatēts, ka, pat ja tie varē-tu tikt noteikti kā ūdeņu straumju nogulumi, to izplatība ir sporādiska un stipri fragmentēta, bet lielākās teritorijas klāj smalkgraudaina vai smalkgraudaina smilts ar vidējgraudainas smilts materiāla piemaisījumu. Tajā pašā laikā dažu šādu līdzenumu virsmas raksturojas ar izteiktu erozijas saposmojumu. Līdz ar to būtu arī skaidrojams, kādēļ ap glaciolimnisko nogulumu izplatības areāliem tiek atzīmēti glaciofluviālie nogulumi. Pētījumu rezultātā tika konstatēta virkne glaciālo ezeru, kas stiepjas gar Gulbenes un Linkuvas malas veidojumu joslām.

Līgatnes–Mores apvidus paleoezeriSudas purva dienvidu daļā starp Kārtūžiem un Akenstaku atrodas Mores

glaciālā ezera teritorijā glaciolimniskie nogulumi hipsometriski atrodas no 106 m vjl. Sudas ielejai pieguļošajā teritorijā līdz 120 m vjl. Mores karjera apkār-tnē. Eglaines un Nītaures apdzīvoto vietu, kā arī Līgatnes upes augštecē agrākos pētījumos (Juškevičs, 2000b) ir kartēta, ka plašs glaciofluviālo nogulumu izpla-tības areāls. Tomēr lauka pētījumos veikto urbumu un zondējumu dati liecina, ka visus šajā teritorijā izplatītos smilšainos nogulumus nav korekti ģenētiski interpretēt kā glaciofluviālās sanesas. Ziemeļos no Eglaines nelielā lēzenā, nolai-dā augstumā 154–156 m vjl. konstatēti glaciālā ezera (turpmāk tekstā Skruduļu ezera) nogulumi – aleirīts un aleirīts ar smalkgraudainu smilti. No Vasu kalna līdz Nītaurei zemes virsma ir diezgan saposmota un glacioakvālo nogulumu uzbūve ir komplicēta. Reljefa augstākajā punktā Vasu kalnā 215,5 m vjl. kvartāra nogulumu segas augšējo daļu veido glaciolimniskas izcelsmes smalkgraudaina līdz vidējgraudaina smilts.

Līgatnes augštecē ielejas abos krastos izplatītie smilšainie un aleirītiskie no-gulumi, pēc lauka pētījumu datiem, ir interpretējami kā Jaunlubas glaciālā ezera teritorija. Kopumā Jaunlubas glaciālā ezera mūsdienu zemes virsma krīt ZZR virzienā, t.i., Gulbenes ledāja marginālās joslas virzienā. Tomēr nelielā teritorijas daļā virsma pazeminās dienvidu virzienā projām no Gulbenes ledāja margi-nālās joslas. Hipsometriskā ziņā glaciolimniskie nogulumi izplatīti no 180  līdz 210  m  vjl. Reljefa augstākajā daļā Asaru un Dzirkaļu apkārtnē konstatēts, ka pleistocēna nogulumu griezuma augšējo daļu veido pārpūsta smalkgraudaina līdz vidējgraudaina smilts. Zemes virsmas saposmojums un tā raksturs liecina, ka šajā daļā izplatīts neattīstīts eolo kāpu reljefs.

Sudas paleoezera nogulumi (3. attēls) izplatīti no 117 līdz 144 m vjl. Šī paleo-ezera nogulumi atrodas starp Gulbenes un Linkuvas malas veidojumu joslām un pieguļ Gulbenes malas veidojumu joslas proksimālajai nogāzei. Dziļi iegrauzto ieleju tīkls un arī glacioakvālo nogulumu saguluma secība pētītajos griezumos neapšaubāmi liecina, ka tas kā pieledāja sprostezers ir pastāvējis tikai ledāja

20

malas recesijas laikā starp Gulbenes un Linkuvas fāzes malas veidojumiem, bet vēlāk attiecībā pret ledāja malu eksistējis kā paliku ezers.

Ieriķu apkaimē nelielā platībā glaciofluviālo nogulumu izplatības areāla centrālajā daļā sastopami glaciolimniskie nogulumi (3. attēls). Visticamāk, glaciofluviālie nogulumi ataino glaciālā ezera (turpmāk tekstā – Melturu paleo-ezers) hidrodinamiski aktīvāko daļu. Jāpiezīmē, ka Melturu paleoezera nogulu-mi izplatīti no 112 līdz 145 m vjl. Ģeoloģiskās kartēšanas laikā glaciolimniskie nogulumi Sudas glaciālā ezera ziemeļu daļā (3. attēls) iezīmēti tikai 85  m  vjl. Starp Sudas un Melturu paleoezeriem glaciolimniskie nogulumi ģeoloģiskās kar-tēšanas laikā iezīmēti līdz pat 123 m vjl. Pašlaik nav skaidri Amatas labajā krastā dienvidos no Kārļiem izplatīto glaciofluviālo nogulumu sedimentācijas apstākļi. Taču nogulumu hipsometriskais novietojums attiecībā pret Melturu paleoezera līmeņiem ļauj izteikt pieņēmumu, ka tie ir uzkrājušies kā deltas nogulumi šajā baseinā. Glaciolimniskie nogulumi viszemāk (90 m vjl.) atrodas Līgtnes ielejas labajam pamatkrastam pieguļošajā teritorijā un to hipsometriskais novietojums palielinās līdz 120 m vjl. austrumu virzienā.

Agrākos pētījumos Siguldas lokālā baseina līdzenums tiek iekonturēts ar 100 m horizontāli (Āboltiņš, 1971; Straume, 1978, 1979). Lauka pētījumos Nur-mižu apkaimē tika konstatēta Siguldas baseina augstākā krasta līnija (3. attēls), kas atrodas 111–112 m vjl. augstumā. Starp Nurmižiem un Latvijas Universitātes atpūtas un konferenču centru “Ratnieki” izsekojamas trīs zemākas krasta līnijas 106 m, 96–97 m un 90 m vjl. augstumā (Krievāns et al., 2014a). Augstāko krasta līniju izplatības teritorijā 111–112 un 106  m  vjl. kvartāra nogulumu kartēs (Zīverts, Arkharova, 1981; Juškevičs, 2000b) iezīmēts morēnas smilšmāls, tomēr lauka pētījumos, tika fiksēts, ka kvartāra nogulumu segas augšējo daļu veido 0,8–1,2  m biezs aleirīts un smalkgraudaina smilts ar aleirītu, zem kuras ieguļ pārskalota morēnas mālsmilts. Zemes virsmā vietām atsedzas laukakmeņi. Māla nogulumi kartēs (ibid.) iezīmēti sākot ar 96–97 m vjl., un šī robeža iezīmē Sigul-das glaciālā ezera trešo līmeni. Gaujas ielejā pie Kalna Muižniekiem konstatēti vēl trīs vēl zemāki (75 m, 61–62 un 51–52  m  vjl.) glaciolimnisko nogulumu izplatības līmeņi. Līdzīgā augstumā tie konstatēti arī pie Skaļupes ietekas Gaujā (3. attēls). Glaciālā ezera krasta līnijas veido šauras, garākā attālumā izsekojamas terasveidīgas reljefa formas. Tās veido māls, aleirīts un smalkgraudaina smilts ar aleirītu. Nogulumu biezums ir no pāris centimetriem līdz dažiem metriem. Āboltiņš (1971) uzskata, ka šīs terasveidīgās reljefa formas ir Gaujas augstākās virspalu terases.

Starp Amatas un Simtēnupītes ielejām Jaunlauču tuvumā izsekojama Sigul-das glaciālā ezera krasta līnija 87 m vjl. Ņemot vērā, ka baseins atrodas ziemeļos no Siguldas, Līgatnes apkaimē, turpmāk šajā darbā lietots nosaukums Līgatnes glaciālais ezers. Pagaidām nav pārliecinošu datu par glacioakvālo nogulumu ģenēzi Gaujas labajā krastā iepretim Amatas un Līgatnes ielejām (3. attēls). Ģeoloģiskās kartēšanas materiālos (Zīverts, Arkharova, 1981; Juškevičs, 2000b)

21

tie tiek interpretēti kā glaciofluviālie nogulumi. Braslas ietekas apkārtnē abiem upes pamatkrastiem pieguļošajā teritorijā izvietotie glacioakvālie nogulumi arī tiek interpretēti kā glaciofluviālie nogulumi. Jāpiezīmē, ka starp Inciemu un Bra-slas ieleju atrodas Braslas smilts-grants karjers (24°54’19,431”E 57°16’37,22”N). Smilts un grants nogulumi veidojušies deltā, kas ieplūdusi Līgatnes glaciālajā ezerā, tādējādi īsti nav pareizi interpretēt Braslas karjeram pieguļošajā teritorijā uzkrājušos nogulumus kā glaciofluviālos, neņemot vērā, ka ledājūdeņu straumes ieplūdušas glaciālajā ezerā. Tādējādi daļa no glaciofluviālo nogulumu izplatības areāla var tikt reinterpretēta kā glaciālā ezera teritorija.

3. attēls. Līgatnes un Amatas lejteces apvidus paleoezeru novietojums un lauka pētījumu vietas. Apzīmējumi: kvartāra nogulumu ģenētiskie tipi un to iespējamais

vecums: 1 – limniskie nogulumi (lQ4); 2 – purva nogulumi (bQ4); 3 – holocēna aluviālie nogulumi (aQ4); 4 – pēdējā leduslaikmeta beigu posma aluviālie virspalu terašu

nogulumi (aQ3); 5 – glaciofluviālie nogulumi (fQ3); 6 – glaciolimniskie nogulumi (glQ3); 7 – reinterpretētās glaciālo ezeru teritorijas; lauka pētījumos konstatētie nogulumi:

8 – holocēna aluviālie nogulumi (aQ4); 9 – glaciofluviālie nogulumi (fQ3); 10 – glaciolimniskie nogulumi (glQ3); 11 – deltas nogulumi (gldQ3); 12 – glacigēnie nogulumi (gQ3); 13 – apdzīvotas vietas; 14 – Linkuvas fāzes malas veidojumu josla; 15 – Līgatnes glaciālā ezera augstākās krasta līnijas 16 – drenāžas virziens; 17 – upes. Zemes virsmas

reljefa attēlošanai izmantoti SRTM digitālā virsmas modeļa dati.

22

Rauņa–Amatas augšteces apvidus paleoezeriStarp Rauņa un Vaives augštecēm, vairāki nelieli ledājkušanas ūdeņu veidoti

līdzenumi, m 1 : 200 000 ģeoloģiskajās kartēs atzīmēti kā glaciofluviālie līdzenu-mi (Juškevičs, 2000b). Hipsometriski visaugstāk izvietotie glacioakvālie nogulu-mi Kleķeru apkaimē atrodas no 215 līdz 230 m, vietām pat 250 m vjl. augstumā un izplatīti nelielos areālos. Mūsdienu zemes virsma Krustakroga apkaimē pazeminās dienvidrietumu virzienā. Glacioakvālos līdzenumus veido aleirīts un smalkgraudaina smilts. Hipsometriski nedaudz zemākā līmenī (220  m  vjl.) glacioakvālo nogulumu līdzenums atrodas Bajāru apkārtnē. Ziemeļu virzienā no Bajāriem hipsometriski līdzīgā augstumā, diezgan plašā teritorijā (turpmāk tek-stā  – Kleķeru glaciālais ezers), ģeoloģiskās kartēšanas laikā (Juškevičs, 2000b), konstatēti aleirīta nogulumi. Abu iepriekšminēto līdzenumu virsmas krīt dien-vidrietumu virzienā. Bajāru, Krustakroga un Kleķeru apkārtnes glaciolimnisko nogulumu hipsometriskais novietojums, nogulumi un virsmas slīpums ataino nogulumu faciālās izmaiņas dažādās glaciālā ezera daļās. Aleirīti uzkrājušies hidrodinamiski mierīgā sedimentācijas vidē, savukārt, smalkgraudainās smiltis uzkrājušās hidrodinamiski aktīvākos apstākļos  – glaciālā ezera piekrastē vai ledājūdeņu noteces ieleju tuvumā.

Nedaudz komplicētāka situācija ir Augšrauņa glaciālā ezera teritorijā Gāršu apkaimē. Šajā teritorijā glaciolimniskie nogulumi (aleirīts un smalkgraudaina smilts ar aleirītu) atrodas augstumā no 200 m līdz 224 m vjl. Teritorijas hipso-metriski augstāk novietotajā daļā, kvartāra nogulumu kartē (Juškevičs, 2000b), ir uzrādīta glacigēno nogulumu izplatība. Tomēr lauka novērojumi pie Gāršu mājām (25°31’19,219”E 57°12’20,675”N) to neapstiprina. Netālu no Gāršu mā-jām atsegumā dīķa krastā glacigēnie nogulumi ieguļ 2–2,5 m dziļumā no zemes virsmas. Uz morēnas smilšmāla uzguļ zilganpelēki māli.

Veicot vairākus zondējumus, Rauņa augštecē netika konstatēta glaciofluviālo nogulumu izplatība. Zondējumu rezultāti liecina par aleirīta un smalkgraudainas smilts ar aleirītu, kā arī māla izplatību visā areālā, kas agrāk sastādītajās kvartāra nogulumu kartēs uzrādīts kā glaciofluviālas izcelsmes nogulumu izplatības areāls (Juškevičs, 2000b). Augšrauņa glaciālā ezera teritorijā glaciolimniskie nogulumi hipsometriski atrodas no 170 līdz 188 m vjl. Mūsdienās zemes virsma pazeminās ziemeļu virzienā. Spriežot pēc mūsdienu zemes virsmas saposmojuma, glaciālā ezera drenāža notikusi pa Rauņa ieleju uz Dzirnupītes ieplaku, pa kuru ūdens drenējies tālāk dienvidrietumu virzienā pa Vaives augšteci uz Vaives ieleju.

Raunas augšteces un vidusteces apvidus paleoezeriVidusraunas un Augšraunas apvidus teritorijā mūsdienu virsmā visaugstāk

210–220 m vjl. novietoti Mailes glaciālā ezera nogulumi (4. attēls). Ziemeļu daļā tie robežojas ar Kalna Pīkaiņu plakanvirsas mālpauguru. Ģeoloģiskās kartēšanas laikā (Juškevičs, Skrebels, 2002) Mailes glaciālā ezera teritorijā nogulumi ir

23

interpretēti kā glaciofluviālie nogulumi. Lauka pētījumos tika noskaidrots, ka nogulumus veido dažus desmitus centimetrus biezs aleirīts, zem kura paguļ smalkgraudaina smilts ar nelielu vidējgraudainas smilts piejaukumu.

Cepļa glaciālā ezera nogulumi atrodas no 190  m  vjl. ziemeļu daļā līdz 219 m vjl. tā dienvidu daļā un, pēc Āboltiņa un līdzautoru (Āboltiņš et al., 1975) domām, kontaktē ar Linkuvas malas veidojumu joslu. Glaciālā ezera atstātais glaciolimniskais līdzenums ir erozijas saposmots. Visticamāk, šis saposmojums veidojies, noplūstot glaciālajam ezeram. Kopumā mūsdienu zemes virsma zie-meļos no glaciolimniskā līdzenuma, ko izveidoja Cepļa glaciālais ezers, ir stipri saposmota. Nelielā ieplakā starp Raunu un Līčupi 150–155 m vjl. izplatīti Grotas glaciālā ezera nogulumi (4. attēls) – aleirīts un aleirīts ar smalkgraudainu smilti. Iespējams, nogulumu izplatības areālas ir plašāks un aizņem arī teritoriju gar Līčupes kreiso pamatkrastu.

Vidusraunas pazeminājumā, posmā starp Vieķiem un Raunas upi pie Raunas–Mūrmuižas ceļa reljefā izsekojamas četras Vidusraunas baseina krasta līnijas (Krievāns et al., 2014b), kuru augstums ir 112, 104, 80 un 76  m  vjl. (4. attēls). Raunas labajā krastā mūsdienu zemes virsma atrodas krietni zemākā augstumā nekā kreisajā upes krastā un nepārsniedz 90  m  vjl. Jāpiezīmē, ka Raunas labajā krastā izsekojamas divas glaciālā ezera krasta līnijas, kuras atrodas 70 un 80 m vjl.

Vidusraunas glaciālais ezers veidojies gar ledāja malu. Par to liecina reljefa augstuma atšķirības paleoezera ziemeļu un dienvidu daļā. Tā drenāžu dienvidu virzienā ierobežoja pret ledāja malu vērstā Mežoles pauguraines ziemeļu nogāze. Ledāja malai atkāpjoties, pazeminājās Vidusraunas glaciālā ezera līmenis un veidojās zemākās krasta līnijas. Līmeņi 80 un 76, kā arī 70–71 m vjl. izsekojami abos upes krastos. Pēc ģeoloģiskās kartēšanas materiāliem (Zīverts, Arkharova, 1981) aleirīts fragmentāri izplatīts nelielos nogabalos 88  m augstumā vjl. No ģeoloģiskās kartēšanas materiāliem (ibid.) izriet, ka Raunas labajā krastā alei-rīts ir izplatīts nelielos apgabalos līdz 75 m vjl. Lauka pētījumos konstatēts, ka zemākais glaciālā ezera līmenis augšpus Rauņa ietekai Raunas pazeminājumā, ir 62  m  vjl. Zemākas terasveidīgās reljefa formas no 52 līdz 57  m ir Raunas virspalu terašu fragmenti.

Silvas, Rauzas un Silaknīstes apvidus paleoezeriLauka pētījumos tika konstatēts, ka teritorijā dienvidaustrumos no Smilte-

nes, kas atrodas uz Vidzemes augstienes ziemeļaustrumu nogāzes, glaciofluviālie līdzenumi un kēmu pauguraines raksturojas ar saposmojumu, kas morfoloģiski ļoti līdzinās erozijas un glaciokarsta saposmotam reljefam. Šajā teritorijā pēc morfoloģijas, bet galvenokārt pēc ledājkušanas ūdeņu nogulumu tekstūras un struktūras tika nodalīti trīs glaciolimnisko nogulumu apgabali. Vistālāk uz dienvidiem atrodas Silaknīstes glaciālā ezera teritorija.

24

4. attēls. raunas augšteces un vidusteces apvidus paleoezeri un lauka studiju vietas. Apzīmējumi: kvartāra nogulumu ģenētiskie tipi un to iespējamais vecums: 1 – limniskie

nogulumi (lQ4); 2 – purva nogulumi (bQ4); 3 – holocēna aluviālie nogulumi (aQ4); 4 – pēdējā leduslaikmeta beigu posma aluviālie virspalu terašu nogulumi (aQ3);

5 – glaciofluviālie nogulumi (fQ3); 6 – glaciolimniskie nogulumi (glQ3); 7 – reinterpretētās glaciālo ezeru teritorijas; lauka pētījumos konstatētie nogulumi:

8 – purva nogulumi (bQ4); 9 – holocēna aluviālie nogulumi (aQ4); 10 – glaciofluviālie nogulumi (fQ3); 11 – glaciofluviāli – glaciolimniskie nogulumi (fQ3–glQ3); 12 – deltas

nogulumi (gldQ3); 13 – glaciolimniskie nogulumi (glQ3); 14 – glacigēnie nogulumi (gQ3); 15 – apdzīvotas vietas; 16 – Linkuvas fāzes malas veidojumu josla; 17 – Gulbenes

fāzes malas veidojumu josla; 18 – Vidusraunas glaciālā ezera augstākās krasta līnijas (Krievāns et al., 2014b); 19 – drenāžas virziens; 20 – šķērsprofilu vietas 21 – upes. Zemes virsmas reljefa attēlošanai izmantoti SRTM digitālā virsmas modeļa dati.

Mūsdienu zemes virsma pazeminās dienvidaustrumu un austrumu virzienā. Glaciolimniskie nogulumi sastopami no 163  m  vjl. dienvidaustrumu daļā līdz 186  m  vjl. ziemeļrietumos. Silaknīstes apkārtnē pārsvarā izplatīta smalkgrau-daina smilts ar aleirīta piemaisījumu, smalkgraudaina smilts vai arī smalk-graudaina līdz vidējgraudaina smilts. Rauzas glaciālā ezera teritorijā pārsvarā izplatīta smalkgraudaina smilts ar aleirīta piemaisījumu un smalkgraudaina līdz

25

vidējgraudaina smilts. Smalkgraudainie nogulumi izplatīti no 136 m vjl. Rauzas glaciālā ezera ziemeļrietumu daļā līdz 206  m  vjl. dienvidrietumos. Mūsdienu zemes virsma hipsometriski augstākā daļa ir diezgan saposmota. Rauzas karjera apkārtnē mūsdienu zemes virsmas saposmojumu veido apraktais reljefs. To veido glaciofluviālie un glacigēnie nogulumi, kas veidojušies netālu no ledāja malas. Ledājam atkāpjoties, veidojās hidrodinamiski mierīgāki apstākļi un uz-krājās smalkgraudainie nogulumi. Tie pārklāja ledāja malas tuvumā uzkrājušos nogulumus. Visticamāk, Rauzas karjers atrodas blakus recesijas morēnas grēdas augstākajai daļai. Tās zemāko daļu pārklāj glaciolimniskie nogulumi.

Hipsometriski viszemāk atrodas Silvas glaciālā ezera klātā teritorija. Glacio-limniskie nogulumi tajā izvietojušies augstumā no 102 m vjl. glaciālā ezera zie-meļu malā līdz 172 m vjl. tā dienvidos. Mūsdienu zemes virsmas kritums vērsts ziemeļu un ziemeļaustrumu virzienā. Silvas apkārtnē kvartāra nogulumu segas augšējo daļu veido smalkgraudaina smilts ar aleirītu un vidējgraudaina smilts.

4.2. Lejas gaujas senielejas pēdējā leduslaikmeta noslēguma posma nogulumi un terases

Gaujas ielejas Valmieras–Murjāņu posmā ir izsekojams virspalu terašu komplekss, ko O. Āboltiņš (1971) apvieno Siguldas terašu spektrā. Vislabāk sa-glabājušās šī kompleksa četras apakšējās terases, kuras veidojušās leduslaikmeta beigu posmā un holocēnā (Āboltiņš et al., 2011). Līdz pat mūsdienām valda uzskats par visu Gaujas virspalu terašu veidojošo nogulumu aluviālu izcelsmi (Ābolkalns et al., 1960; Āboltiņš, 1971). Gaujas ielejas posm starp Valmieru un Murjāņiem veidošanās aizsākās Linkuvas ledāja fāzes deglaciācijas laikā (Ābol-tiņš, 1971), aptuveni pirms 15,2 tūkst. kalend. gadu p.m. (Āboltiņš et al., 2011). Lielmēroga (M 1 : 50 000) un vidējmēroga (1 : 200 000) ģeoloģiskās kartēšanas darbos ir iegūti pierādījumi par daudz plašāku glacioakvālo veidojumu izplatību Rauņa augštecē, Amatas, Līgatnes un Skaļupes ieleju lejtecēs, kuri tika klasificēti un kartēti kā glaciofluviālie (fluvioglaciālie – pēc tajā laikā pieņemtās termino-loģijas) nogulumi (Straume et al., 1981b). Sakarā ar augstākiem Gaujas palu līmeņiem pēdējo gadu palu laikā izveidojusies virkne jaunu, agrāk nezināmu atsegumu. Tie ļauj veikt detālus Gaujas ielejas ģeoloģiskās uzbūves pētījumus III un zemāko terašu līmenī. Kā redzams tālākajā šīs apakšnodaļas izklāstā, šo jaunāko pētījumu rezultāti ir likuši pārvērtēt agrākās nogulumu ģenētiskās interpretācijas. Jaunākie rezultāti, kuri balstās uz to nogulumu litofaciālo ana-līzi, kuri atrodas starp Valmieru un Grīviņupītes ieteku, liecina par Gaujas III virspalu terases cokolu veidojošo nogulumu glaciolimnisku izcelsmi. Šāda veida pierādījumi ir gūti, izpētot Stāvo krastu, Dukuļu, Līču un Leču atsegumus.

26

Līču griezums Sanatorijas “Līči” apkaimē, pirmie pētījumi par virspalu terases uzbūvi

un tās nogulumos konstatētajām augu atliekām veikti pagājušā gadsimta seš-desmito gadu sākumā (Ābolkalns et al., 1960). Veicot ģeoloģisko urbšanu un apmēram 400 m uz dienvidiem no Līču sanatorijas galvenās ēkas un ap 100 m uz dienvidaustrumiem no sanatorijas jaunās dzīvojamās ēkas, smalkā smiltī 38,5  m  vjl. konstatēti augu atlieku ieslēgumi (Ābolkalns et al., 1960). Augu atliekas tika atrastas ģeoloģiskā griezuma intervālos no 2,91 m līdz 3,16 m un no 3,47 m līdz 4,35 m dziļumā no zemes virsmas. Šajā pašā vietā tika ievākti augu makroskopisko atlieku paraugi un noteikts to vecums ar radioaktīvā oglekļa datēšanas metodi. Iegūtie rezultāti liecina, ka šo Gaujas trešajā virspalu terasē atrasto augu makroskopisko atlieku vecums ir 10535±250 (Ri-33) un 10282±250 (Ri33A) 14C gadi p.m. (Stelle et al., 1975a, c).

Savulaik minētie Gaujas III virspalu terases cokolā iegūtie datējumi tika vērtēti kā nozīmīgi, taču ņemot vērā senāko radioaktīvā oglekļa noteikšanas paņēmienu metodiskās nepilnības, no mūsdienu viedokļa tie ir nedroši. Pati organisko atlieku atradumu vieta ir pietiekami nozīmīga, tāpēc Līču sanatorijas apkaimē tika veikti atkārtoti lauka pētījumi. Jaunā ģeoloģiskā griezuma iegū-šanai tika izdarīti trīs urbumi. Balstoties uz šo urbumu datiem, tika izveidots ģeoloģiskais griezums. Tā lielāko daļu veidoja smalka smilts ar aleirītu un aleirīta slāņmija. Stipri izkliedētas augu makroskopiskās atliekas tika atrastas gandrīz visos trijos urbumos intervālos no 3,19 m līdz 4,19 m un no 6,93 m līdz 7,21 m dziļumā no zemes virsmas. No urbumiem iegūtais augu makroskopisko atlieku daudzums izrādījās nepietiekams, lai veiktu to vecuma noteikšanu ar AMS 14C metodi. Parauga ievākšana ir iespējama, ierīkojot līdz pat 7–8 m dziļu skatrakumu, taču bezspiediena pazemes ūdeņu līmenis urbumos ir 5 m. Augu makroskopiskās atliekas saturoši nogulumi atrodas pazemes ūdeņu piesātināju-ma zonā, un šie ūdeņi satur kalcija hidrogēnkarbonātu, tāpēc nevar izslēgt, ka nogulumi ir piesārņoti ar jaunāku radioaktīvo oglekli.

Dukuļu atsegums Ņemot vērā, ka Gaujas trešās virspalu terases nogulumu izcelsme ir disku-

tabla, tika veikta cokolu veidojošo nogulumu detāla izpēte Dukuļu atsegumā (25°23’16,654”E 57°27’45,267”N). Tas atrodas Gaujas labā krasta ielokā, 400 m Z no Dukuļu mājām, iepretī sanatorijas “Līči” jaunākajai dzīvojamajai ēkai. Atsegumā atsedzas Gaujas III virspalu terasi veidojošie nogulumi. Šajā atsegumā 4,1 m virs upes līmeņa un 33,30 m vjl., ir novērojama smalkas smilts un aleirīta ar māla starpkārtām slāņmija (5. attēls)

Nogulumu atsegtās daļas biezums sasniedz 4,5 m. Terases cokolu veidojo-šie nogulumi raksturojas ar virkni pazīmju, kas norāda uz to glaciolimnisku izcelsmi. To sastāvs, tekstūras un litofāciju analīze liecina par nogulumu

27

glaciolimnisku un nevis aluviālu izcelsmi, kā tas tika konstatēts iepriekšējos pētījumos (Ābolkalns et al., 1960; Stelle et al., 1975a, c). Griezuma augšējos 2,2 m veido smalka smilts ar aleirīta piejaukumu. Tajā vērojamas vāji izteiktas straumju un viļņu ripsnojuma tekstūras (5. attēls).

Iepriekšējos pētījumos (Ābolkalns et al., 1960; Āboltiņš, 1971) uzskatīts, ka apskatītā slāņkopa ir uzkrājusies aluviālās akumulācijas rezultātā, tāpēc nogu-lumi tiek interpretēti kā vecupes un palienes fācijas veidojumi. Tomēr jaunākie pētījumi Dukuļu atsegumā liecina par nogulumu uzkrāšanos paleobaseinā, kas, iespējams, robežojies ar aprimuša ledus blāķiem, par kuriem liecina griezumā redzamās ablācijas tipa morēnas lēcas. Deformāciju trūkums nogulumos liedz

5. attēls. gaujas labā krasta iii virspalu terases cokola uzbūve dukuļu atsegumā (A) un nogulumu litofācijas (B). Apzīmējumi: GD – diamiktonveidīga grants; Sl –

smilts lēzeni slīpslāņota; Sm – smilts masīva; Sh – smilts horizontāli slāņota; St – smilts muldveidīgi slāņota; Fh – aleirīts horizontāli slāņots; ar balto pārtraukto līniju iezīmētās

ablācijas morēnas lēcu kontūras; melnais aplis – OSL paraugu ievākšanas vieta.

28

domāt par ablācijas morēnas lēcu atslāņošanos un nogulsnēšanos baseinā no peldoša, ar diamiktona joslām piesātināta, ledāja ledus blāķa.

Tikai atseguma augšdaļā smalkās smiltis ar aleirīta piejaukumu slānis, kurā novērojams vāji izteikts straumju un viļņu ripsnojums, liecina par aluviālu vai aluviāli limnisku nogulumu uzkrāšanās vidi, kas, visticamāk, pastāvēja, paleo-baseina noplūdes laikā. Pēc šī notikuma sākās Gaujas ielejas iegraušanās un erozijas terašu veidošanās. Kā liecina ģeomorfoloģiskās liecības (sk. Āboltiņš, 1971), tad upei iegraužoties, tās gultne pakāpeniski sašaurinājās.

Leču atsegumsLeču atsegums (25°23’45,406”E 57°26’18,072”N ) atrodas Gaujas labajā kras-

tā, 1,5 km ziemeļos no Sietiņieža un 150 m ziemeļrietumos no Leču mājām. Tajā atsedzas zem Gaujas III virspalu terases ieguļošie nogulumi. Atseguma augšējā krote atrodas 38,95 m vjl. Tā platums sasniedz 150 m, un tas paceļas 7–9 m virs upes līmeņa. Atseguma apakšējo daļu veido ripsnotas smalkgraudainas smilts slāņi, kas mijas ar vidējgraudainas smilts slāņiem. Līdz 2,5 m augstumam no at-seguma pamatnes kāpjošo ripsnojumu nomaina masīva smalkgraudaina smilts, virs kuras uzkrājusies slīpslāņota vidējgraudaina smilts. Atseguma vidusdaļā smalkgraudainas smilts slāņos redzams viļņu ripsnojums. Virzienā uz augšu uz smalkgraudainās smilts slāņiem uzguļ smalkgraudaina smilts ar aleirīta un māla ieslēgumiem. 1,5 m no atseguma virsas uz leju uzkrājies pelēcīgi brūns māls ar aleirīta piejaukumu

Nogulumu tekstūras un granulometriskā sastāva īpatnības liecina, ka sākot-nēji Leču atsegumu veidojošie nogulumi, uzkrājušies, iespējams, plašā zarotā gultnē vai caurtekošā baseinā. Pakāpeniski ūdens ir kļuvis seklāks. Uz to norāda kāpjošais ripsnojums. Bet tad atkal ūdens dziļums pieauga. Par šādu dziļuma apstākļu maiņu liecina masīva un slīpslāņota smilts, kā arī viļņu ripsnojuma tekstūras. Atseguma vidusdaļā un augšdaļā aleirītiskie un mālainie nogulumi uzkrājušies baseinā.

Stāvo krastu atsegumsAtsegums atrodas Valmieras pilsētas teritorijā (25°26’41,6”E 57°32’27,996”N),

250  m DA lejpus Daliņu mājām. Lai gan stāvkrasta atsegums ir jau sen zi-nāms un tiek uzskatīts par vienu no pilnīgākajiem Gaujas III virspalu terases griezumiem, to veidojošo nogulumu detāla litofaciālā izpēte un analīze tika veikta pirmo reizi. Agrākos pētījumos (Āboltiņš, 1971) ir aprakstīts atsegums, kas atrodas Gaujas labajā krastā, 1 km lejpus Abula ietekas un nepilnus 2 km augšpus Daliņu mājām. Tā nogulumu sastāvs un tekstūras ir ļoti līdzīga Stāvo krastu atsegumam.

Detalizēta stāvkrastu veidojošo nogulumu izpēte tika veikta upes meandra izliekumā 13,3 m augstā, labi atsegtā upes labā krasta kraujā. Tā augšmala atrodas

29

43,1 m vjl. Griezuma apakšējie 4 m ir klāti ar dažus metrus biezu nobiru kārtu. Virs nobirām atsegtajos 7,25 m aprakstītās litofācijas pēc sastāva, tekstūrām un ritmiskām izmaiņām apvienotas 44 nogulumu sedimentācijas ritmos, kuri pēc to īpatnībām veido četras fāciju grupas. Tipiski aprakstītie sedimentācijas ritmi sākas ar paguļošā ritma augšējas daļas daļēju vai pilnīgu noskalošanu. Tādējādi ritma apakšējo daļu veido horizontāli slāņota smalkgraudaina līdz aleirītiska smilts ar aleirīta piejaukumu. Horizontālais slāņojums, iespējams, liecina nevis par lēnām ūdens plūsmām, bet tieši pretēji par salīdzinoši ātrām plūsmām, kas veidojas ūdens straumju augšējās plūsmas režīmā. Ritmos augšupejošā virzienā samazinās granulometriskais sastāvs un parādās straumju ripsnojums, ritma noslēgumā ripsnojumu pārklāj aleirīta vai mālaina aleirīta kārtiņa. Griezuma vidusdaļā straumju ripsnojums pakāpeniski pāriet sinusoidālajā  jeb viļņu ripsnojumā, kuru pārklāj dažus milimetrus bieza mālaina aleirīta kārtiņa. Nāka-mais ritms sākas ar iepriekšminētās kārtiņas un ripsnojuma daļēju noskalošanu. Atseguma augšējos 2,05 m pēc litoloģiskā sastāva izdalāmas divas fāciju grupas, kuras pārklāj masīvas smilts slānis.

4.3. miegupes ieleja

Miegupe ir Gaujas kreisā krasta pieteka. Tās augštece atrodas ziemeļos no Startu ciema. Miegupe pārsvarā plūst pa Ziemeļvidzemes zemienes Trikātas pacēlumu līdz Strenču līdzenumam, kur tā ietek Gaujā. Upes garums ir 20,5 km. Tās ūdensguves baseina platība sasniedz 84 km2 (Zīverts, 1995). Aprēķinātais gultnes garenkritums ir 37 m, tādējādi vidējais gultnes kritums ir 1,8 m×km–1. Neskatoties uz nelielo garumu un pašreizējo gultnes garenkritumu, Miegupe raksturojas ar virkni morfoloģisku īpatnību, kuras radušās tās attīstības agrīnajā posmā. Miegupes posmā no Mūrmuižas dzirnavu dīķim līdz tās ietekai Gaujā. Glaciolimniskie nogulumi ir izplatīti Miegupes labajā krastā. Tomēr tie nav kon-statēti m 1:50 000 un m 1:200 000 ģeoloģiskās kartēšanas darbos (Zīverts, 1981; Juškevičs, 2000b). Tāpat lauka darbos zem glaciolimniskajiem nogulumiem tika atrastas pārgulsnētas un izkliedētas augu makroskopiskās atliekas. Tas lika pārskatīt priekšstatus par Miegupes ielejas veidošanos, kas aizsākās Burtnieka ledusloba Linkuvas fāzes deglaciācijas laikā.

Pētījumu rezultāti ļauj nošķirt Miegupes ielejai četrus posmus: izteka  – Klētnieki, Klētnieki–Vecpavāri, Vecpavāri–Grūžupes ieteka, Grūžupes ieteka–Miegupes ieteka Gaujā. Posmu izdalīšana ir balstīta uz šādiem morfoloģiskiem kritērijiem: upes ielejas dziļums, platums, upes gultnes garenkrituma izmaiņas un virspalu terašu izplatība.

No iztekas līdz Mūrmuižai Miegupei nav izteiktas ielejas, tā ir regulēta un faktiski ir iztaisnots meliorācijas grāvis, kas ierīkots, lai drenētu Miegupes pur-vu. Posmā no iztekas līdz Klētniekiem ieleja orientēta ziemeļaustrumu virzienā. Tajā nav sastopamas virspalu terases. Nākamajā posmā no Klētniekiem līdz

30

Vecpavāriem upes ieleja orientēta rietumu virzienā, tāpat kā iepriekšējā posmā, arī šajā nav sastopamas virspalu terases. Posma beigās upes gultnes garenprofilā redzams lūzums, ieleja ir sekla un reljefā slikti izteikta. Tikai sākot ar nākamo posmu Vecpavāri–Grūžupes ieteka no Mūrmuižas lejteces virzienā ieleja ir labi izdalāma. Ielejas dziļums līdz Grūžupei palielinās no pāris metriem līdz 7–10 m, kur ielejai ir V veida forma. Apakšējais posms izsekojams no Grūžupes ietekas Miegupē līdz ietekai Gaujā. Ieleja ir morfoloģiski labi izteikta. Tā stiepjas dien-vidrietumu virzienā. Šajā virzienā pakāpeniski palielinās arī ielejas dziļums, un pie Sapas dzirnavām tas sasniedz 20 m. Vairāki nelieli garenprofila pārliekumi un gultnes krituma pieaugumi atsevišķos īsos posmos cieši saistās ar Miegupē ieplūstošajām pietekām.

Ielejas posmā no Šķesteriem līdz Miegupes ietekai Gaujā izsekojamas divas virspalu terases. To relatīvais augstums virs upes līmeņa vienmērīgi paaugstinās upes lejteces virzienā. II virspalu terases augstums posma augštecē ir 4–5 m, bet lejtecē tas palielinās līdz 5–6 m. I virspalu terases augstums posma augštecē ir 3–4 m, bet lejtecē palielinās līdz 4–5 m. Šī terase beidzas pamestā karjerā pie Miegupes ietekas Gaujā. Lejpus Cēsu–Valmieras šosejas, 550 metru garā posmā izsekojama lokālterase. Tās augstums virs ūdens līmeņa ir 3–3,5 m. Miegupes ielejā paliene ir samērā labi izteikta, un tās platums mainās no 5 m līdz 12 m.

Posmā no Bēkurupītes līdz ietekai Gaujā dažās vietās ir izsekojama arī augstā paliene. Tās augstums virs upes līmeņa sasniedz 1,5 m. Miegupes labajā krastā 700 m augšpus Cēsu–Valmieras šosejas tilta zem upes II virspalu terases nogulumiem upes izskalotā stāvkrasta atsegumā tika konstatēti glaciolimniskie nogulumi. Tos veido smalkgraudaina līdz vidējgraudaina smilts, aleirīta un aleirīta ar māla piejaukumu slānīšu mija. Glaciolimnisko nogulumu biezums sasniedz 3 m. Atseguma apakšdaļā 0,6 m biezā slānī tika konstatētas izkliedētas augu makroskopiskās un mikroskopiskās atliekas. Karpoloģiskās analīzes, ko veica Aija Ceriņa (pers. komun.), rezultāti liecina, ka nogulumu piesātinājums ar augu atliekām ir niecīgs, bet atlieku kopējā saturā izceļas Dryas octopetala lapiņas, atrastas arī pāris Salix polaris un Salix herbacea lapiņas, un atsevišķi Carex un Betula nana riekstiņi. Netika atrastas ūdensaugu sēklas, kas liecina, ka iepriekšminētās augu atliekas ir ieskalotas no krasta vai arī attransportētas ar straumi.

4.4. rauņa ieleja

Vaives un Rauņa ielejas veido vienu no sarežģītākajām ūdeņu drenāžas ieleju sistēmām ne tikai pētāmajā teritorijā, bet arī iespējams visā Latvijā. Pēdējā le-duslaikmeta noslēguma posmā, kā to liecina pētījumu rezultāti (Krievāns, 2011) šī ieleju sistēma stipri atšķīrās no pašreizējā upju tīkla. Rauņa upe ir Raunas kreisā pieteka. Mūsdienās tās augštece atrodas Vidzemes augstienes Mežoles paugurainē. Tā iztek no Raunaiša ezera un šķērso orientētā paugurgrēdu reljefa

31

iegareno pauguru virknes un paleoezeru līdzenumus starp Lejas Ķēsu un Ven-geru mājām. Augšteces sākumposmā tās gultne ir mākslīgi iztaisnota. Veselavas ciema teritorijā Rauņa ieleja šķērso Dzirnupes ieplaku un Veselavas gala morē-nas valni, ietekot Trikātas pacēlumā (6. attēls). Lejpus Veselavas gala morēnas tā tek pa vāji saposmotu paliku ezera līdzenumu, kura lielākais saposmojums līdz 15  m saistās ar Rauņa un tās pieteku erozijas iegrauzumu. Upes kopējais garums ir 28 km, gultnes garenkritums caurmērā ir ap 5,1 m×km–1. Tādējādi Raunis ir viena no straujākajām Latvijas upēm. Īpaši liels gultnes garenkritums ir augšteces posmā, kur tā tek pa augstienes ziemeļu nogāzi un šķērso Vesela-vas gala morēnu, kā arī tās lejasteces posmā, kur tās lokālo erozijas bāzi veido dziļi iegrauztā ūdeņu noteces ieleja. Rauņa labajā krastā starp veco un jauno Cēsu–Madonas šosejas posmu atrodas īpaši aizsargājamais ģeoloģiskais dabas piemineklis “Rauņa slāņi”, kura atsegumu pētījumi ar pārtraukumiem ilgst jau gandrīz 50 gadus.

Rauņa ielejas labā krasta paleoezera nogulumu (6. attēls) izplatības pētījumi bija nozīmīgi Rauņa ielejas attīstības gaitas noskaidrošanā. Paleoezera maksimā-lajam līmenim atbilstošā krasta līnija tika fiksēta 110,0 m vjl. Pētījumos iegūtie rezultāti liecina, ka paleobaseina nogulumi un ar tiem saistītie fluviālie, kūdras un, iespējams, arī koluviālie un proluviālie nogulumi ir izplatīti krietni plašākā teritorijā nekā līdz šim tika uzskatīts. Pētījumos ne atsegumos un skatrakumos, ne arī urbumos netika konstatēts agrākajās publikācijās (Savvaitovs, Straume, 1963) uzrādītais Rauņa slāņus pārsedzošais morēnas slānis, kura biezums tika norādīts līdz 0,35 m (ibid.).

Paleoezera nogulumi ir izplatīti arī samērā plašā teritorijā Rauņa ielejas kreisajā krastā līdz 110  m līmenim. Pastāv liela varbūtība, ka iepriekšminētie nogulumi ir Rauņa paleoezera nogulumu turpinājums, jo topogrāfiski tie abi atrodas vienā līmenī, bet vienu paleoezera nogulumu areālu no otra šķir Rauņa ieleja. Tomēr pagaidām nav zināms kreisajā krastā izplatīto paleoezera nogulu-mu precīzais vecums.

Rauņa ielejā tika izdalīti pieci morfoloģiski atšķirīgi upes ielejas posmi (6. at-tēls)  – augštece–Vengeri, Vengeri–Birznieki/Plūči, Birznieki/Plūči–Cielaviņas, Cielaviņas–Staļļi, Staļļi–ieteka Raunā. Upes augštecē ģeoloģiskās kartēšanas laikā (Zīverts, Arharova, 1981; Juškevičs, 2000b) konstatēti glaciofluviālie nogu-lumi, tomēr autora veiktie pētījumi pierāda to glaciolimnisku izcelsmi. Posmā izteka–Vengeri, no Rauņa iztekas līdz Skapsnām izsekojama tikai paliene. No Skapsnām līdz Vengeriem abos upes krastos izsekojami divu līmeņu virspalu terašu fragmenti, un šaura paliene. Upes garenkritums no iztekas līdz Lejas Ķēsu mājām ir līdz 2,5 m×km–1. Tikai īsā aptuveni 700 m garā Rauņa posmā augšpus Lejas Ķēsām upes garenprofila kritums ir līdz pat 6,6 m×km–1. No Lejas Ķēsām līdz Vengeriem kritums samazinās līdz 2,2 m×km–1, bet tā līnija ir gandrīz taisna ar ļoti lēzenu izliekumu posma augšdaļā. Līdz Skapsnu mājām Rauņa gultne ir iztaisnota un pārveidota par meliorācijas grāvi, reljefā ieleja nav izteikta. Lejteces

32

virzienā līdz Vengeru mājām ielejas dziļums pakāpeniski pieaug līdz 10  m un platums sasniedz 150 m.

No Vengeriem līdz Grāvjiem, Rauņa ielejā fragmentāri sastopami divu virspalu terašu fragmenti, kas ar lielākiem pārtraukumiem izsekojami abos upes krastos. Upes gultnes garenkritums pakāpeniski palielinās līdz 4,3 m/km. Garenprofila līnija ir ļoti lēzeni izliekta un drīzāk atgādina upes teces viduspos-mam atbilstošu morfoloģiski neizveidota profila līniju. Rauņa ielejas dziļums pakāpeniski pieaug no 10 līdz 15 m.

6. attēls. rauņa ielejas garenprofilā nošķirto posmu izvietojums. Apzīmējumi: a – augštece – Vengeri; b – Vengeri – Birznieki/Plūči, c – Birznieki/

Plūči – Cielaviņas, d – Cielaviņas – Staļļi, e – Staļļi – ieteka Raunā; 1 – Mežoles grēda; 2 – Dzirnupes–Augšvaives ledājkušanas ūdeņi noteces leja (Veselavas ieplaka); 3 –

Veselavas gala morēnas valnis; 4 – leduslaikmeta beigu posma un holocēna sākuma paleoezeri – R – Raunis; M – Mīlīši; melnais kvadrāts – 14C paraugošanas vieta no 1963. līdz 1975. gadam; baltais kvadrāts – 14C paraugošanas vietas 2008. un 2010. gadā; melnie

punkti norāda atsegumus ar augu atlieku slāņiem. Digitālais zemes virsmas modelis ir iegūts no M:10 000 topogrāfiskajām kartēm.

33

Atšķirīga situācija veidojas nākamajā posmā no Grāvjiem līdz Birznieku un Plūču mājām (5. attēls), kur vērojams straujš upes gultnes garenkrituma pieaugums – līdz 11 m×km–1. Šajā posmā, starp Dzirnupītes ieteku un Grāvjiem, ir stāvākais gultnes kritums visā ielejā, kas sasniedz pat 12 m×km–1. Gultnes garenkrituma pieaugums atgādina pārgāzni. Paliene ir ļoti šaura, un novērojami viena līmeņa terases fragmenti. Šajā posmā Raunis šķērso Veselavas gala morē-nas valni, Dzirnupītes un Vaives pazeminājumus, kas valni atdala no Mežoles pauguraines orientētā paugurgrēdu reljefa. Ielejas dziļums līdz Birznieku/Plūču mājām sasniedz 30–35 m. Posmos no Birznieku un Plūču mājām līdz Dankām un no Dankām līdz ietekai Raunā (6. attēls), ir novērojami divu līmeņu virspalu terašu fragmenti. Abas terases atrodas praktiski vienā un tajā pašā augstumā virs mūsdienu upes līmeņa. Tāpat izdalās divi savstarpēji gandrīz paralēli palienes līmeņi, kas atbilst zemam un augstam palu līmenim.

4.5. Kazu ielejas un Bušlejas ieleju sistēma

Kazu ieleja (Kazugrava) ir 3,6 km gara, 0,3–0,8 m plata un 35–42 m dziļa se-nieleja, kas stiepjas no Gaujas senielejas līdz Vaives senielejai, 1,8 km uz zieme-ļiem no Priekuļiem. Uz ziemeļrietumiem no Rīgas–Valgas dzelzceļa uzbēruma Kazu ieleja sazarojas, veidojot Triečupītes un Bušlejas atzarus (Āboltiņš, 1998b). Pēc ģeoloģiskās kartēšanas datiem, ieleja ir dziļi iegrauzta vidusdevona nogulu-mos. Kazu ielejas zemākajā daļā pirmskvartāra nogulumiežus klāj augšpleistocē-na morēna (Juškevičs, 2000b; Āboltiņš, 1998b), kas norāda uz ielejas veidošanos proglaciālos apstākļos vismaz Vēlā Vislas ledāja maksimālās transgresijas laikā, kad ledus masas klāja Vidzemes Latviju. Mūsdienu ielejas veidošanās un tai pie-guļošās apkaimes glacigēnā reljefa pārveidošana aizsākās Burtnieka ledus lobam atkāpjoties no Linkuvas ledāja malas veidojumu joslas, un ir saistāma ar Gaujas, Raunas un Vaives ieleju un lokālo ledājūdeņu un paliku baseinu attīstību pēdējā leduslaikmeta beigu posmā. Tomēr neapšaubāmi, ka Kazu ielejas novietojumu un morfoloģiju ietekmējuši ne tikai pēdējā leduslaikmeta beigu posma procesi, bet arī senākas subkvartārās virsmas saposmojuma un uzbūves īpatnības. Kazu ieleja ir iedalāma trīs ģeomorfoloģiski atšķirīgos posmos – ziemeļrietumu papla-šinājumā, vidusposmā un dienvidaustrumu paplašinājumā.

Pētījumu rezultāti liecina, ka Kazu ielejas dienvidaustrumu paplašinājumā izplatīti Kārkliņu paleoezera nogulumi un izsekojamas krasta līnijas un terasvei-dīgas reljefa formas. 300 m uz rietumiem no Priekuļu–Jāņmuižas ceļa, smalkas līdz vidēji rupjas smilts nogulumos, izsekojamas divas terašu virsmas – attiecīgi 74 un 77  m  vjl. Hipsometriski visaugstāk (87  m  vjl.) līdzīgi smilts nogulumi tika konstatēti 350  m dienvidos no Kazupju mājām. Augstāk virs tiem zemes virspusē atsedzas morēnas nogulumi. Paleobaseina un ar tiem saistītie fluviālie nogulumi ir izplatīti krietni plašākā teritorijā, nekā tas atspoguļots Gaujas Na-cionālā parka m 1:50 000 ģeoloģiskās kartēšanas rezultātos (Zīverts, Arharova,

34

1981), kuros glacioakvālo nogulumu izplatība šajā Kazu ielejas posmā ir fiksēta tikai nelielā platībā, augstumā tikai līdz 75 m vjl.

Vidusposmā Kazu ielejai nav sastopamas terases. Šajā posmā ielejai ir U vei-da šķērsprofils. Tās nogāzes ir ļoti stāvas, vietām sasniedz dabiskā nobiruma leņķi. Kazu ielejas ziemeļrietumu paplašinājuma austrumu nogāzē pie Upmaļu mājām izsekojamas trīs terases, no kurām divas augstākās ir erozionālas izcel-smes. Augstākā terase atrodas 72 m vjl., bet vidējās un zemākās terases līmeņi attiecīgi ir 66 m un 64 m.

35

5. diSKuSiJA

Rezultāti pierāda, ka pēdējā leduslaikmeta noslēguma posmā pārejas joslā no Vidzemes augstienes uz ledāja zemienēm pieledāja ezeri bija izplatīti daudz plašākā teritorijā, nekā līdz šim tika uzskatīts. Lielākajā daļā no areāliem, kuri dažāda mēroga ģeoloģiskajās vai ģeomorfoloģiskajās kartēs (Straume et al., 1981b; Juškevičs, 2000a u.c.) ir parādīti kā glaciofluviālo nogulumu vai to veidoto līdzenumu izplatības vietas, ir sastopami glacioakvālie nogulumi, kas interpretējami kā glaciolimniskas vai glaciofluviāli-glaciolimniskas izcelsmes veidojumi (Krievāns, Zelčs, 2015). Tas būtiski izmaina līdzšinējos priekšstatus par ledājkušanas ūdeņu noteces veidošanos un attīstību Lejas Gaujas senielejai pieguļošajā teritorijā. Pētījuma rezultāti liecina, ka vairums Gaujas kreisā krasta pirmās un otrās pakāpes pieteku, kuras plūst no Vidzemes augstienes uz Ziemeļ-vidzemes zemieni, veidojušās, noplūstot paliku baseiniem. Savukārt Gaujas labā krasta pietekas veidojušās, ledājkušanas ūdeņiem noplūstot no ledāja malas vai gar to uz zemākos hipsometriskajos līmeņos izvietotajiem ledus sprostezeriem un Gaujas ledājkušanas ūdeņu noteces ieleju.

5.1. Ledus ezeru un paliku ezeru izplatības laiktelpiskās izmaiņas saistībā ar ledāja malas veidojumu joslām

Līdz šim pastāvēja uzskats, ka Vidzemes augstienē glaciolimniskie un daļēji arī glaciofluviālie līdzenumi sastopami reti (Āboltiņš et al., 1975; Meirons et al., 1976). Pieledāja baseinos nogulsnēto nogulumu izplatība liecina, ka glaciolim-niskie līdzenumi aizņem lielākus reljefa pazeminājumus. Salīdzinājumā ar ledāja zemieņu apvidiem šie nogulumi ir uzkrājušies relatīvi nelielos, taču, ņemot vērā augstieņu reljefa saposmojumu, samērā plašos izolētos pazeminājumos. Augstienes teritorijā šie pieledāja sprostezeri bija bagāti ar līčiem un izteikti izrobotu krasta līniju (sk. 2. un 3. attēlu). Paleoezeru attīstības pirmsākumos tie attīstījās un veidojās pakāpeniski noplūstot uz pazeminājumiem un ieplakām iekšledāja ezeriem, kuru precīzākais izvietojums atspoguļots Markota (Markots, 2013) pētījumā. Āboltiņš un līdzautori (Āboltiņš et al., 1975), un Meirons un līdzautori (Meirons et al., 1976) uzsver, ka glaciofluviālie līdzenumi pārsvarā ir izplatīti augstieņu centrālās un periferiālās zonas apvidos. Līdz šim pētnieki nav apskatījuši iespējamību, ka sprostezeru un paliku ezeru nogulumi ir izplatīti ievērojami plašākā teritorijā un lielākā daudzveidībā. Mūsdienās zināšanas par ledājūdeņu un ārpusledāja ūdeņu noteces un ūdenstilpju veidošanos ir kļuvušas ievērojami pilnīgākas nekā agrākajos gados. Daudzi areāli, kuri agrākos pētīju-mos ir interpretēti kā glaciofluviālie līdzenumi, kēmu-sandru reljefs vai sandri, balsoties uz šī pētījuma rezultātiem, var tikt reinterpretēti kā pieledāja vai paliku ezeru izplatības areāli (sk. 4.1. apakšnodaļu).

36

Senākie un arī hipsometriski visaugstāk novietotie pieledāja ezeri sāka veidoties, ledājam atkāpjoties, iespējams, jau no Kaldabruņas fāzes malas vei-dojumiem, bet noteikti Gulbenes fāzes deglaciācijas laikā. Šajā laikā Vidzemes augstiene atbrīvojās no aktīva ledus segas un ieplakās veidojās aprimušā ledus lauki (Zelčs et al., 2011). Tāpat arī Latvijas akumulatīvi glaciostrukturālajās aug-stienēs noslēdzās plakanvirsmas pauguru veidošanās (Markots, 2013). Tādējādi, balstoties uz augstāk minētajos pētījumos sniegtajām atziņām, Krustakroga un Kleķeru pieledāja ezeru veidošanās sākusies pirms Gulbenes fāzes. Tikai pēc le-dāja malas atkāpšanās līdz Gulbenes ledāja malas veidojumu joslai varēja rasties Jaunlubas, Augšrauņa un Mailes pieledāja ezeri. Kleķeru un Krustakroga ezeru drenāža sākotnēji varēja norisināties uz dienvidiem, virzienā uz Vidzemes aug-stienes centrālo daļu, kur ledājs aprima nedaudz agrāk un atradās Augšgaujas pazeminājums. Krustakroga apkārtnes teritorija, vienīgā no iepriekš uzskaitīta-jām ir interpretēta, kā glaciolimniskais līdzenums arī agrākās publikācijās (Ābo-ltiņš et al., 1975; Meirons et al., 1976; Straume et al. 1981a). Gāršas apkārtnē izplatītie smilšainie nogulumi ir tikuši interpretēti kā glaciofluviālie nogulumi, kuri veido ovālas formas glaciofluviālos līdzenumus (ibid.). Šādu interpretāciju nepastiprina jaunākie pētījumu rezultāti. Tāpat ir nepieciešams pārskatīt arī Augšrauņa apkārtnes teritorijas klasificēšanu par glaciofluviālo līdzenumu (Meirons et al, 1976) vai sandru līdzenumu (Straume et al., 1981a), jo šeit ir konstatēti glaciolimniskie nogulumi un svarīgas ir arī norādes, kuras sniedz līdzenuma konfigurācija, zemes virsmas topogrāfija un teritorijas novietojums kontaktā ar ledāja malu. Vispārpieņemtajos priekšstatos par sandru veidošanos (Benn, Evans, 2010) norādīts, ka tie veidojas, noplūstot ledājkušanas ūdeņiem distālā virzienā no ledāja malas, veidojot distālā virzienā paplašinātus lēzenus vai viļņotus glaciofluviālo nogulumu līdzenumus ar virsmas kritumu projām no ledāja malas. Tas ir pilnīgi pretēji situācijai kāda ir konstatēta šajā teritorijā (sk. 4.1. apakšnodaļu).

Dzirkaļu un Jaunlubas apkārtnes teritorija, kur sastopami ledājezeru nogu-lumi (Krievāns, Zelčs 2015), pēc Āboltiņa un līdzautoru (Āboltiņš et al., 1975) paleoģeogrāfiskās rekonstrukcijas, atradās starp aktīvo Zemgales ledus lobu un aprimstošo Amatas ledus mēli. Dažādas glaciodinamiskās aktivitātes ledus sa-skares joslā pastiprinājās ledāja plaisāšana un veidojās marginālais reljefs (Ābo-ltiņš et al., 1975). Gulbenes fāzes laikā pēc Zemgales ledus loba atkāpšanās no Vidzemes augstienes rietumu malas marginālais reljefs veidojās pie Ķeipenes un uz rietumiem no Nītaures. Ievērojami paplašinājās teritorija, kas atbrīvojās no aprimušā ledus arī Vidzemes augstienes ziemeļu un austrumu daļā. Smiltenes tuvumā veidojās marginālais reljefs un stūra paugurmasīvi (Āboltiņš et al., 1975; Meirons et al., 1976). Jaunlubas pieledāja ezers atrodas dienvidrietumos no mar-ginālā reljefa joslas un rietumos no morēnpauguru un platopauguru izplatības areāla. Teritorijai, atbrīvojoties no ledāja, šajā zonā veidojās nelieli pieledāja ezeri, uz ko norāda konstatētie smalkgraudainie un nedeformētie nogulumi.

37

Dzirkaļu apkaimē hipsometriski augstākajā daļā sastopams neizveidojies kāpu reljefs (sk. 4.1. apakšnodaļu), tādējādi uzmanīgāk un kritiskāk būtu jācaurskata agrāko pētījumu interpretācijas par mūsdienu zemes virsmas reljefa saposmoju-ma veidošanās apstākļiem.

Plašāka pieledāja un paliku ezeru veidošanās sākas, ledājam atkāpjoties no Gulbenes ledāja malas veidojumu joslas un stabilizējoties tā malai Linkuvas fāzes laikā. Veidojoties Sudas un Līgatnes pieledāja ezeriem, teritorijās aizsākās Dzirkaļu un Jaunlubas apkaimes paleoezera drenāža. Tā veidojās pa Līgatnes ieleju uz hipsometriski zemāk novietoto ledus nosprosta ezeru, kas pletās Lie-penes, Vecsinepju un Sudas apkaimē. Agrākos pētījumos (Meirons et al., 1976; Straume, 1981a) šo vietu apkaimē izplatītie glacioakvālie nogulumi un līdzenu-mi ir interpretēti kā glaciofluviāli veidojumi.

Virkne autoru (Ashley, 2002; Benn, Evans, 2010) norāda, ka nogulumu uzkrāšanās pieledāja ezeros neierobežojas tikai ar smalkgraudainu un aleirītisku nogulumu uzkrāšanos hidrodinamiski mierīgos apstākļos. Ja glaciālais ezers robežojas ar ledāja malu, tad parasti no ledāja ezerā ieplūst ledājkušanas ūdeņu straumes, kuras transportē rupjgraudainus nogulumus, tādējādi pieledāja ezeros var veidoties deltas un glaciofluviālo nogulumu iznesu konusi. Visticamāk, Sudas, Liepenes un Vecsinepju apkaimes teritorijas ir interpretētas kā glacioflu-viālie līdzenumi, tāpēc ka nav pietiekami apzināta to uzbūve un varbūtība par deltas vai iznesu konusa iespējamību. Līdzīgi apstākļi iepriekšminētajiem ir arī Mores apkaimē, kur zem glaciolimniskajiem nogulumiem ieguļ deltas nogulumi. Noplūstot Jaunlubas un Dzirkaļu paliku ezeriem, sāka veidoties Līgatnes ielejas augštece, kura pieskaitāma pie pārgāznes ielejām. Ledāja malai atkāpjoties līdz Gulbenes ledāja malas veidojumu joslai, paliku ezers Gāršu apkaimē noplūda uz pieledāja ezeru Skapsnu apkaimē. Turpinoties deglaciācijai, Linkuvas fāzes laikā Augšrauņa paleoezers sāka drenēties pa Rauņa augšteci uz Dzirnupītes ieplaku.

Ieriķu apkārtnē ģeoloģiskās kartēšanas laikā konstatēti paliku ezera nogu-lumi un uz ziemeļiem no Ieriķiem deltas. Pie pašas ietekas Gaujā ir atzīmēti glaciofluviālie līdzenumi ar atsevišķiem kēmiem (Straume et al., 1981b). Pašreiz trūkst pārliecinošu datu par Amatas vidustecē abiem krastiem pieguļošā reljefa ģenēzi. Pētījumi Amatas augštecē Rāmuļu apkārtnē liecina par glaciolimnisko nogulumu izplatību Amatas labā pamatkrasta pieguļošajā teritorijā. Nav izslēgts, ka Amatas vidustecē glacioakvālo nogulumu saposmojums ataino erozijas relje-fu, līdzīgi kā tas ir Rauņa augštecei pieguļošā Gāršu apkaimes paleoezera terito-rijā. Amatas ietecēšanu nelielā ledājkušanas ūdeņu ezerā pieļāvis ir arī Āboltiņš (1971). Tāpat viņš (ibid.) norāda, ka laikā, kad ledājūdeņi drenējās pa Amatas ieleju un ieplūda nelielajā baseinā, ir turpinājusies kēmu terašu veidošanās Ama-tas ielejā. Melturu apkārtne, kur lauka pētījumos tika iegūti pierādījumi par pa-leoezera izplatību pēdējā leduslaikmeta noslēguma posmā, tiek kartēta kā kēmu terašu un glaciofluviālo līdzenumu nogabali (Straume et al., 1981a). Visticamāk, šajā apkārtnē Amatas ielejā atzīmētais kēmu terašu izplatības areāls ataino to

38

ledājūdeņu, kuri plūduši no Amatas augšteces, ieplūdes nogabalu pieledāja ezerā. Atkāpjoties ledāja malai ziemeļu virzienā, Ieriķu un Melturu apkaimes paleoezers noplūda pa Amatas un Kumadas ielejām Līgatnes ledāja sprostezerā.

Āboltiņš (1971) uzskata, ka, turpinoties deglaciācijai un ledāja malai at-virzoties līdz Linkuvas ledāja malas veidojumu joslai no Turaidas līdz Braslas ielejai, ledāja malas priekšā veidojās glaciofluviālais līdzenums Gaujas labajā krastā, bet kreisajā krastā sāka veidoties Siguldas (Līgatnes) lokālais sprostezers, kura līmenis sasniedza 100 m vjl. (Āboltiņš, 1971; Straume, 1978, 1979). Tomēr lauka pētījumu laikā teritorijā starp Nurmižiem un Ratniekiem tika konstatēts, ka šī sprostezera augstākais līmenis ir sasniedzis absolūto atzīmi 111–112 m. Āboltiņš (1971) uzskata, ka ilgu laiku no Braslas ietekas Gaujā līdz Amatas lejtecei, pastāvēja aprimušā ledus lauks un Silciema apkārtnē parādījās lokāls ledājkušanas ūdeņu baseins, uz kuru sāk drenēties hipsometriski augstāk no-vietotais Siguldas (Līgatnes) sprostezers. Pēc O. Āboltiņa (1971) un Straumes (1978, 1979) domām, Siguldas sprostezers pastāvēja neilgu laiku, vienlaicīgi ar Smiltenes sprostezeru un noplūda pa Gauju uz Silciema baseinu (Āboltiņš, 1971; Straume, 1978; 1979). 4.1. apakšnodaļā izklāstītie rezultāti par Līgatnes spros-tezera hipsometrisko novietojumu un daudz plašāku glaciolimnisko nogulumu izplatību un sastopamību hipsometriski augstākos līmeņos ļauj uzskatīt agrāk interpretēto Siguldas sprostezeru, kā tikai daļu no plašāka un ilgāk pastāvējuša Līgatnes sprostezera. Tas eksistēja teritorijā starp Burtnieka un Zemgales lobiem Linkuvas deglaciācijas fāzes laikā, Gaujas senielejas labajā krastā bija starplobu zona, kurā atradās arī Līgatnes sprostezers (Krievāns et al., 2014a), tāpēc ir ļoti svarīgi turpināt šī sprostezera veidošanās apstākļu un attīstības gaitas izzināšanu.

Gaujas labajā krastā pie Braslas ieteces smilšainie nogulumi ir interpretēti gan kā glaciofluviālais līdzenums (Meirons et al., 1976), gan kā sandrs, kas ziemeļu daļā robežojas ar kēmu pauguraini (Straume et al., 1981a). Tomēr ģeoloģiskās kartēšanas  m 1:50 000 materiālos (Straume et al., 1981b) Braslas lejtecē konstatēti glaciolimniskie nogulumi, kuri ziemeļu daļā robežojas ar gla-ciofluviālajiem nogulumiem. Šie nogulumi veido sprostezera līdzenumu, kura turpinājumā atrodas glaciofluviālais līdzenums. Braslas karjerā glacioakvālo no-guluma apstākļi liecina, ka tie nogulsnēti proglaciālas deltas vai izneses konusa apstākļos. Tādējādi tā pierāda plašāka pieledāja ezera eksistenci, kas, visticamāk, ir bijis Līgatnes lokālā sprostezera turpinājums Gaujas labajā krastā.

Atkāpjoties ledāja malai no Gulbenes ledāja marginālās joslas līdz Linkuvas ledāja marginālai joslas, Raunas apkārtnē izveidojās Grotas un Cepļa pieledāja ezeri. Šajā laikā, atkāpjoties Vidusgaujas ledus lobam, veidojās Silvas, Rauzas un Silaknīstes pieledāja ezeri. Teritorijai pakāpeniski atbrīvojoties no segledāja se-gas, pazeminājās arī pieledāja ezeru līmeņi. Nartiša (2014) modelētais 125 m vjl. Vidusgaujas sprostezera līmenis parāda, ka starp Variņiem, Palsmani un Smilteni varēja pastāvēt garš Vidusgaujas sprostezera līcis. Pēc Nartiša domām (ibid.), uz dienvidiem no Rudbāržiem atradās pasīvs vai pat aprakts ledus, kas

39

bloķējis vienota ezera izveidi gar Velēnas grēdas rietumu malu. Šāda līča pastā-vēšana pie augstajiem Vidusgaujas sprostezera līmeņiem nav izslēgta. Palsmanes apkārtnē ģeoloģiskās kartēšanas materiālos norādītie glaciofluviālie nogulumi (Juškevičs, Skrebels, 2002) varēja veidoties, noplūstot Silaknīstes paliku ezeram pa Palsas ieleju un Rauzas paliku ezeram pa Šepkas un Rauzas ielejām. Tādējādi ir izskaidrojams arī glaciolimnisko nogulumu hipsometriskais novietojums 118–131  m  vjl. pie Mālejas, starp Kumeļupes un Šepkas ielejām. Modelēšanas rezultāti (Nartišs, 2014) rāda, ka, Vidusgaujas sprostezera līmenim pazeminoties līdz 111  m  vjl., Mālejas līcis savienojās ar Vidusgaujas sprostezeru. Šajā laikā, ņemot vērā Silaknīstes paliku ezera hipsometrisko novietojumu, visticamāk tas jau bija noplūdis. Pašlaik trūkst pārliecinošu datu, lai varētu korelēt Rauzas pa-liku ezera noplūšanu ar konkrētiem Vidusgaujas sprostezera līmeņiem, savukārt Silvas paliku ezera drenāža turpinājās pēc ledāja atkāpšanās no Linkuvas fāzes malas veidojumu joslas.

Ledāja malai atkāpjoties, no tā maksimālās izplatības robežas Linkuvas fāzes laikā paplašinājās Līgatnes pieledāja ezera platība, līdz ar to kritās arī tā līmenis. Šajā laikā sāk veidoties Silciema pieledāja ezera augstākie līmeņi 92 un 83–82 m vjl., kas sākotnēji veidoja vienotu Līgatnes pieledāja ezeru. Pamatiežu virsmā esošā Silciema krauja labi izceļas mūsdienu reljefā, un nav izslēgts, ka uz rietumiem no tās atradās recesējoša ledāja mala, kura neļāva strauji noplūst ap-vienotajam sprostezeram. Silciema ezera zemākie līmeņi 70, 63–62 un 57–56 vjl. ir saistīti ar pakāpenisku tā noplūšanu. Lauka pētījumu rezultāti (4.1. apakš-nodaļa) norāda, ka Lejasgaujas senielejas kreisā krasta Siguldas terašu spektra augstākās fragmentārās terases, kā to interpretē Āboltiņš (1971), ir nevis Gaujas augstākās virspalu terases, bet gan atspoguļo pieledāja ezera līmeņus. Silciema deltas līmeņi, visticamāk, ataino progradējošu deltu. Līdz šim detalizēti Silciema deltas pētījumi nav veikti, tādējādi nav datu, kas ļautu saistīt deltas līmeņus ar konkrētiem sprostezera līmeņiem.

Laikā, kad sāka veidoties Silciema pieledāja ezers, pēc Āboltiņa (1971) do-mām, sāka veidoties Raunas ielejas augštece, uz ko norāda pie Raunas 100 m vjl. konstatētā upes terase. Uz ziemeļiem no Raunas terase beidzas ar iznesu konusu. Lauka pētījumos konstatētie Vidusraunas pieledāja augstākie līmeņi 112 un 104  m  vjl. norāda, ka Vidusraunas pieledāja ezers ir bijis augstāks, nekā tas ir uzskatīts līdz šim, t.i., faktiski vienādā augstumā ar Līgatnes lokālo sprostezeru. Lauka pētījumos konstatētās augstākās krasta līnijas reljefā izsekojamas kā erozijas kāple veidā, un to piekājēs glaciolimniskie nogulumi ir tikai līdz pāris desmitiem centimetru vai vispār nav sastopami. Johansons (Johansson, 1993) norāda, ka dažos pieledāja ezeros glaciolimniskie nogulumi var arī neuzkrāties, tādējādi pieledāja ezeru līmeņi ir konstatējami erozijas kāpļu veidā un saistāmi ar pārgāznes ieleju veidošanos. Vidusraunas pieledāja ezers sākotnēji veidojās nelielā teritorijā starp Cimziņas lejteci un Ārupīti. Pašlaik nav pārliecinošu datu, kuri apstiprinātu pieledāja ezera 112 un 104 m vjl. eksistenci ziemeļos no

40

Jaunraunas. Šo apkaimi tajā laikā starp Rozes ciematu un Smilteni, visticamāk, klāja ledājs. Ledāja malai atkāpjoties no Vidusraunas pazeminājuma, papla-šinājās arī pieledāja ezera platība, par ko liecina uz ziemeļiem no Jaunraunas 94 m vjl. izsekojamā krasta līnija. Turklāt Rauņa lejtecē un Vaives labajā krastā hipsometriski līdzīgā augstumā izsekojami pieledāja ezera nogulumi. Ar šo lī-meni, visticamāk, saistāma arī Āboltiņa (1971) norādītā 100 m vjl. esošā Raunas terase. Turpinoties deglaciācijai, veidojās Kārkliņu pieledāja ezers, kurš bija daļa no Vidusraunas pieledāja ezera. Pētījumi Kazu ielejā un Bušlejā (Krievāns et al., 2014b) pierāda, ka Vidusraunas pieledāja ezers varēja drenēties Gaujas ielejas virzienā pa Kazu ieleju un Bušleju uz Jāņmuižas paleoezeru, kurš bija nošķirts no Līgatnes pieledāja ezera, līdz Vidusraunas ezera līmenis sasniedza 74 m vjl. Turpmākā drenāža bija iespējama tikai pa Raunu. Ņemot vērā Strīķupes lej-tecē novietotā Jāņmuižas pieledāja ezera glaciolimnisko nogulumu izplatību 68–74  m  vjl., visticamāk, sākotnēji tas ir bijis lokāls sprostezers. Gaujas ielejai atbrīvojoties no ledus, sākās Jāņmuižas ezera noplūšana un Strīķupes ielejas iegraušanās. Šajā laikā veidojās savienojums starp Vidusraunas un Jāņmuižas pieledāja ezeriem. Turklāt no Grīviņupītes līdz Bralavas upes ielejai Gaujas kreisajā krastā no 63 līdz 67 m vjl. izsekojama plaša līdz pat 1,5 km plata terase, kuru veido glaciofluviālie nogulumi (Juškevičs et al., 2000b). Šajā pašā posmā Gaujas labajā krastā glaciofluviālie nogulumi sastopami aptuveni 67  m  vjl. un veido lēzenu, terasveidīgu reljefa formu, kura ziemeļu daļā robežojas ar nelielu glaciolimnisku līdzenumu (Straume et al., 1981b). Pēc Āboltiņš (1971) domām, Strenču sprostezers pa Gaujas ieleju varēja noplūst tikai kad tā līmenis bija 58 m vjl., tādējādi iepriekšminēto nogulumu veidošanās nav saistāma ar Strenču sprostezeru. Nav izslēgts, ka starp Grīviņupīti un Braslavu Gaujas abos krastos izsekojamā plašā terasveidīgās forma veidojusies pēc ledāja malas atkāpšanās no līnijas Lode–Mārsnēni–Vāle. Visticamāk, tā ataino Jāņmuižas pieledāja ezera daļu, kurš dienvidu daļā bija savienots ar Vidusraunas paliku ezeru pie tā zemā-kajiem līmeņiem.

Teritorija starp Rozes ciematu un Blomi no ledus segas atbrīvojās laikā, kad Vidusgaujas pieledāja ezera līmenis nokritās līdz 86 m vjl. Jeberu apkārtnē veidojās ledājūdeņu notece gar ledāja malu virzienā uz Vidusraunas pieledāja ezeru, par ko liecina Jeberu karjera griezums. Ledāja malai vairāk atkāpjoties uz ziemeļrietumiem no Jeberiem, tās priekšā veidojās pieledāja ezers, par to liecina Jeberu karjera un Lapsiņu karjera griezumi.

Linkuvas fāzes deglaciācijas gaitā ledāja malai atkāpjoties, uz ziemeļiem no Smiltenes, Abula ielejā un tai pieguļošajā teritorijā veidojās Brutuļu delta. Nar-tišs (2014) norāda, ka delta sastāv no četrām daļām. Augstākā no tām atrodas 80–84 m vjl., daudz plašāka deltas daļa izsekojama 75 m vjl., un zemākās daļas atrodas 70 un 67 m vjl. Augstākie deltas līmeņi, visticamāk, veidojušies nelielā sprostezerā, uz kuru pa Abula ieleju drenējās Silvas paliku ezers. Nelielais piele-dāja ezers Brutuļu apkārtnē līdz ar ledāja malas atkāpšanos paplašinājās. Nartiša

41

(2014) veiktā Smiltenes sprostezera līmeņa modelēšana parāda, ka sprostezers pie līmeņa 75 m vjl. ir aizņēmis plašu Sedas līdzenuma daļu. Pie šī līmeņa Smil-tenes sprostezers varēja būt savienots ar Vidusraunas pieledāja ezeru. Smiltenes sprostezera līmenim pazeminoties līdz 70  m  vjl., tā notece pa Raunas ieleju (uz Vidusraunas pieledāja ezeru) nebija iespējama, jo bija izveidojies slieksnis 70–72  m augstumā Lisas un Raunas upstarpē (Āboltiņš, 1971). To apstiprina arī Nartiša (2014) veiktā sprostezera līmeņu modelēšana. Galvenais noteces pārtrūkšanas iemesls varētu būt Raunas delta, kuras virsa atrodas 72–84 m vjl., un tās veidošanās laikā ir bloķēts savienojums starp Smiltenes sprostezeru un Raunas ieleju (Āboltiņš, 1971).

Pēc Āboltiņa (1971) domām, Raunas ieteka Gaujā izveidojās pēc aprimušā ledus izkušanas Raunas lejtecē. Šajā laikā Gauja ieplūda Zemgales sprostezerā, kad tā līmenis bija nokrities līdz 28–30 m vjl. un veidojās Gaujas V terase. Starp Raunas ieteku un Valmieru turpinājās aprimušā ledus kušana. Pēc viņa domām (ibid.), šajā laikā Smiltenes sprostezera līmenis bija 58 m vjl. un tā notece varēja veidoties arī pa Miegupes ieleju. Pētījumu rezultāti (Krievāns, Rečs, 2012) pie-rāda, ka Smiltenes sprostezers pa Miegupes augšteci varēja noplūst tikai neilgu laiku, jo, atkāpjoties ledāja malai, veidojās notece virzienā no ledāja uz Smilte-nes sprostezeru. Tikai pēc tam, kad ledāja mala atkāpās līdz Grūžupei, varēja veidoties notece no Smiltenes sprostezera pa Miegupes ieleju. Turklāt notece varēja veidoties tikai līdz brīdim, kad Smiltenes sprostezera līmenis nokritās līdz 60–62 m vjl., jo šajā līmeni Ješku gravā atrodas reljefa slieksnis. Detalizētāk Miegupes ielejas attīstība diskutēta 5.2. apakšnodaļā. Miegupes deltas līmenis (52–55  m  vjl.), pēc Āboltiņa (1971) domām, ir saistāms ar Gaujas V terasi, turklāt straujas ūdeņu plūsmas V terasi ir erodējušas līdz IV terases līmenim. Pēc Āboltiņa (ibid.) domām, pēdējā leduslaikmeta beigu posma beigās strauji kritās Zemgales sprostezera līmenis un sākās strauja Gaujas dziļumerozija, pēc kuras sekoja Baltijas ledusezera transgresija. BglII stadijas laikā cēlās upju erozijas bāze, Gaujas ielejā pastiprinājās sanesu uzkrāšanās, un alerēda otrajā pusē veidojās Gaujas III virspalu terase. Savukārt, sākoties Baltijas ledusezera regresijai, BglII fāzes laikā erozijas bāze pazeminājās, sākās Gaujas atkārtota iegraušanās, un veidojās II virspalu terase. Ņemot vērā III virspalu terases uzbūvi 4.2. apakšnodaļa), lai sāktu veidoties tās pamatne, pirms BglII fāzes Gaujas līmenim būtu jānokrītas gandrīz līdz mūsdienu līmenim, kam sekotu ļoti strauja, pat katastrofāla Gaujas dziļumerozija. Upei līdz mūsdienu gultnes līmenim būtu jāiegraužas no ietekas jūrā līdz pat Valmierai, jo līdz turienei ir izsekojama Gaujas III virspalu terase, kuru, pēc Āboltiņa (1971) domām, veido konstratīvā tipa alūvijs. Pēc iegraušanās sekotu ļoti strauja erozijas bāzes cel-šanās, kā rezultātā uzkrātos III virspalu terasi veidojošie nogulumi. Mūsdienu priekšstati par erozijas bāzi un tās mainību norāda, ka lielās upju ielejās pēc straujas erozijas bāzes krišanās nenotiek upes iegraušanās visā tās garumā, bet sākotnēji tiek ietekmēta lejtece, samazinās upes līkumainība un pieaug straumes

42

ātrums. Savukārt paaugstinoties erozijas bāzei, samazinās gultnes garenkritums un straumes ātrums, bet palielinās līkumainība. Attālums no Gaujas ietekas jūrā līdz Valmierai ir pārāk liels, lai īsā laika posmā varētu izveidoties dziļš iegrau-zums, kurš vēlāk tiktu aizpildīts (Schumm, 2007).

Pētījumi Gaujas atsegumos (Krievāns, 2014) un Miegupes ielejā (4.3. apakš-nodaļa) liecina, ka Gaujas III virspalu terasi veidojošie nogulumi Dukuļu atsegumā (5. attēls) veidojušies pieledāja ezerā. Tādējādi Miegupes delta Gaujas kreisajā krastā ir veidojusies pieledāja ezerā, kas robežojies ar aprimušā ledus blāķiem (Krievāns, 2014). Hipsometriski Dukuļu griezuma nogulumi atrodas tādā pašā līmenī kā Līču griezumu veidojošie smalkgraudainie un aleirītiskie nogulumi. Spriežot pēc nogulumu litoloģijas, Dukuļu atsegumā nogulumi uz-krājās hidrodinamiski mierīgākos apstākļos, bet Līčos hidrodinamiski aktīvākos apstākļos, tas, iespējams, ir saistīts ar Miegupes ietekas tuvumu. Nav izslēgts, ka Miegupes delta sākotnēji veidojās pieledāja ezerā, kurš bija turpinājums ledus ezeram, kas bija izveidojies starp Grīviņupīti un Braslavu. Laikā, kad veidojās Miegupes delta, augšpus Abula ietekai jau bija izveidojies Strenču sprostezers. Tā noteci vietā, kur mūsdienās atrodas Gaujas ieleja, visticamāk, varēja kavēt tikai ledāja mala, kura atradās starp Kaugurmuižu un Brenguļiem. Āboltiņš (1971) norāda, ka pie Valmieras nav izsekojama neviena terase ar absolūto augstumu 57–58 m, tādējādi tas varētu norādīt, ka Smiltenes sprostezera notece nemaz neveidojās pa Gaujas ieleju pie šiem līmeņiem. Turklāt Nartišs (2014) Strenču sprostezera krasta terašu marķierus pie līmeņa 53  m konstatējis tikai Lugažu, Jērcēnu pamatskolas apkārtnē un dienvidaustrumos no Ķeižiem. Val-mieras pilsētas apkārtnē šādā līmenī sastopams glacigēnais reljefs. Pie Abula ietekas Gaujā Āboltiņš (1971) norāda, ka IV Gaujas virspalu terase atrodas 50,5–51,5  m  vjl., savukārt Nartišs (2014) tās augstumu norāda 49,6–50  m  vjl. Visticamāk, tā nav virspalu terase, bet Strenču pieledāja ezera krasta līnija, jo šāds līmenis Gaujas ielejā no Valmieras līdz Miegupes ietekai nav konstatēts, savukārt augšpus Valmierai tas ir izsekojams vairākos posmos. Valmieras Stāvo krastu griezums norāda sezonāli mainīgu ūdens plūsmas režīmu, iespējams, tas ataino Strenču pieledāja ezera noplūdi pa Gaujas ieleju. Pēc nogulumu sastāva un tekstūrām nav iespējams izšķirt vai nogulumi veidojušies lēni caurtekošā un sezonāli mainīgā upē vai caurplūstošā pieledāja ezerā, jeb pēc Ešlija (Ashley, 2002) klasifikācijas upesezerā.

5.2. Lejas gaujas pietekupju ieleju ģenēzes atšķirības

Ledājūdeņu noteces veidošanās un drenāžas tīkla raksturs ir stipri atkarīgs no ledājam pieguļošās teritorijas topogrāfijas (Benn, Evans, 2010). Pēc Eberharda pētījumu datiem (1972a, 1979a,b, 2013), Latvijā pārsvarā sastopamas pārgāznes un pieledāja ezeru pieteku upju ielejas. Pārgāznes ielejas veidojās ledājkušanas ūdeņiem noplūstot no viena glaciālā ezera uz otru, kurš atrodas hipsometriski

43

zemākā līmenī. Pakāpeniski no ledājūdeņiem atbrīvojoties jaunām teritorijām, sākumā veidojas mūsdienu upju ieleju atsevišķi posmi, kuri saista blakus esošos ezerus. Tikai pēc pilnīgas glaciālo ezeru noplūšanas šie upju posmi savienojās ar jaunākām teces gultnēm, kuras veidojās ezeru radītajos līdzenumos, un ra-dās vienota upes ieleja. Tā ietver dažāda vecuma ledājkušanas ūdeņu noteces iegultnes, noteces gultnes–ielejas un ieleju posmus (ibid). Šie posmi atšķiras pēc ielejas morfoloģijas un uzbūves. Tāpēc atsevišķi upju posmi var būt terasēti un atbilst terasētām upju ielejām, bet glaciolimniskos līdzenumus šķērsojošie posmi raksturojas ar mazāku terašu skaitu vai atbilst palieņtipa upju ielejām. Palieņu ieleju morfoloģiju un veidošanos galvenokārt nosaka augstieņu, paugurvaļņu un zemieņu reljefa saposmojums un artikulācija, bet mazāka ietekme ir pašas upes erozijas-akumulācijas procesiem. Terasētās upju ielejas mūsdienās manto ledā-jūdeņu noteces ielejas vai arī ir to lejteces turpinājums. Āboltiņš (1971) ģenētiski neklasificē upju ielejas, bet aplūko upju ieleju veidošanos ciešā saistībā ar pēdējā apledojuma deglaciāciju, ledājūdeņu noteci un mūsdienu reljefa veidošanos.

Gaujas labā krasta pietekas galvenokārt pieskaitāmas pie distālās noteces ielejām, kuras veidojušās, ledājūdeņiem drenējoties distālā virzienā no ledāja malas uz Gaujas senieleju. Neapšaubāmi, pie distālās noteces ieleju grupai ir pieskaitāma Braslas ielejas lejtece. Tās veidošanās sākās Linkuvas fāzes laikā, ledājkušanas ūdeņiem noplūstot distālā virzienā no ledāja malas uz Līgatnes pa-liku ezeru. Ledāja malai atkāpjoties, bet nesasniedzot Valdemārpils ledāja malas veidojumu joslu, ledājūdeņi distālā virzienā no ledāja malas noplūda pa Juglas un Nabes ielejām, kā arī pa Aģes pazeminājumu uz Braslas ieleju. Tādējādi Brasla sākotnēji no distālās noteces ielejas pārveidojās par ledājūdeņu laterālās noteces ieleju. Līdzīga situācija veidojās Strīķupes ielejā, ledāja malai atkāpjoties no Linkuvas fāzes malas veidojumu joslas, kad Cēsu apkārtnē no ledāja atbrīvo-jās Gaujas ieleja.

Starp Valmieru un Strenčiem vairākas upju ielejas  – Mellupīte, Andrupe, Austrupe, Liepupe un Viburupe ģenētiski pieskaitāmas pie starpgrēdu ieleju tipa. Šīs upes plūst pa Burtnieku drumlinu lauka starpdrumlinu ieplakām un veido paralēlas ielejas. To garums mūsdienās reti pārsniedz 20 km. Upju ielejas augštecē ir seklas un reljefā neizteiktas, lejteces virzienā ielejas kļūst izteiktākas. Pie ietekas Gaujā to dziļums reti pārsniedz 12 m. Tādējādi iegūtie rezultāti liecina, ka Latvijā nav tikai pārgāznes un pieledāja ezeru pieteku ielejas, bet leduslaikmeta beigu posmā ledājkušanas ūdeņu noteces un ārpusledāja ieleju attīstība bija ģenētiski daudzveidīga.

Gaujas kreisā krasta pietekas, piemēram, Līgatne, Skaļupe, Rauza, Šepka un Kazupītes ieleja veidojušās noplūstot hipsometriski augstāk novietotiem paliku baseiniem uz zemāk izvietotiem paleoezeriem. Pētījuma gaitā Miegupes ieleja un tai pieguļošā teritorija tika izvēlēta kā etalonteritorija, kas parāda hidrog-rāfiskā tīkla veidošanos, noplūstot glaciālajam ezeram, tādējādi atainojot upes gultnes veidošanos baseina drenāžas apstākļos. Iegūtie rezultāti (Krievāns, Rečs,

44

2012) ļauj rekonstruēt Smiltenes baseina pārplūšanu pa Miegupes ieleju, kā arī daļēji atspoguļo apstākļus Burtnieka loba malas daļā, kur dominēja frontālā deglaciācija.

Miegupes ielejas un tai pieguļošās teritorijas pleistocēna nogulumu un mūsdienu zemes virsmas saposmojuma veidošanās aizsākās Burtnieka ledusloba Linkuvas ledāja oscilācijas fāzes deglaciācijas sākumposmā (Zelčs, Markots, 2004; Zelčs et al., 2011), kad ledājs aprima Ziemeļvidzemes zemienes terito-rijā. Zelčs un Dreimanis (Zelčs, Dreimanis, 1997) norāda, ka ar ledājūdeņu straumēm maz pārveidotā Burtnieka drumlinu lauka topogrāfija un ierobežotā glaciofluviālo nogulumu izplatība, kā arī glaciālie un paliku ezeri, kas aizpildī-juši plašās ieplakas, liecina par areālās deglaciācijas apstākļiem Ziemeļvidzemes zemienē pēc Linkuvas oscilācijas fāzes. Leduslaikmeta beigu posmā pirms sāka veidoties ledājūdeņu notece pa Miegupes ieleju tai pieguļošajā teritorijā para-lēli ledāja malai bija izveidojušies morēnas vaļņi (Straume, 1981b). Turpinoties deglaciācijai sāka veidoties notece pa Miegupes ieleju. Pētījumu rezultāti un to interpretācija norāda, ka Miegupes ielejas attīstībā nosacīti iespējams izdalīt vairākus attīstības posmus.

Kā otra upju ģenētisko daudzveidību atspoguļojošā etalonteritorija izvēlēta Rauņa ieleja. Izvēli noteica vairāki faktori – pirmais ir tas, ka Rauņa ieleja šķērso divas (Gulbenes un Linkuvas) ledāja malas veidojumu joslas. Pētījuma teritorijā divas ledāja malas veidojumu joslas šķērso vēl tikai Raunas ieleja. Nākamais izvēli noteicošais faktors bija Vaives augšteces un Dzirnupes novietojums un, kā vēlāk izrādījās, arī ģenētiskā saikne ar Rauņa ieleju. Dzirnupes–Rīdzenes–Vaives sistēma morfoloģiski atgādināja marginālās noteces ieleju, kuru vēlāk “pārzāģē-ja” un daļu no tās pārtvēra Rauņa ieleja regresīvās erozijas ceļā.

Jau Āboltiņš (1971) uzsvēra, ka, aprakstot mūsdienu upju ieleju veidošanos un izvietojumu, svarīgi ņemt vērā mūsdienu upju mantotos ielejveida pazemi-nājumus un subglaciālās gultnes. Pamatiežu pazeminājuma zonā, kur izplatīti terigēnā kompleksa ieži, izveidojušies dziļi maģistrālie Pirmsgaujas, Valkas un Piuzas–Virū ielejveida iegrauzumi (Eberhards, Miidel, 1984; Eberhards, 2013). Tiem pieslēdzas mazāki un seklāki iegrauzumi, kas saposmo dolomītos izvei-doto kāpli (Sapas, Amatas, Vaives un Raunas iegrauzumi). Savukārt pie Raunas iegrauzuma, kā tiek interpretēts, pieslēdzas Rauņa iegrauzums. J. Straume (Straume et al., 1981b) norāda, ka Rauņa vidustecē zemkvartāra virsmā devona karbonātiskajos un klastiskajos nogulumos ir iespējams ielejveida iegrauzums, kas tālāk turpinās pa Raunas ieleju līdz tās ietekai Gaujā. Ar šāda zemkvartāra iegrauzuma klātbūtni zem Dzirnupītes ir mēģināts skaidrot Rauņa ielejas un Dzirnupītes lielo dziļumu.

O. Āboltiņš (1971) norāda, ka Gaujas senajā ielejveida iegrauzumā “Cēsu apkārtnē trīs morēnas horizontus atdala glaciolimniskie nogulumi”. Tas gan ir pretrunā ar V. Pērkona (1947) sastādītajiem Gaujas senielejas ģeoloģiskajiem šķērsgriezumiem, kuros upes ielejā morēna nav konstatēta, bet tā konstatēta

45

senielejai pieguļošajā teritorijā. Pērkons (ibid.) uzskatīja, ka Gaujas senieleja “izveidojās leduslaikmeta beigu posmā, ledus kušanas ūdeņiem un sprostezeru ūdeņiem noplūstot uz Rīgas–Jelgavas līdzenuma baseinu.”. Āboltiņa (1971) sa-stādītajā Gaujas senielejas šķērsprofilā pie Cēsīm redzams, ka upes ielejā morēna sastopama tikai atsevišķu, nelielu lēcu veidā. Āboltiņš (ibid.) norāda, ka Raunas lejtecē seno iegrauzumu zem pēdējā apledojuma morēnas nogulumiem aizpilda bieza glaciolimnisko nogulumu kārta, kas litoloģiski ir līdzīga zem aluviālajiem nogulumiem ieguļošajiem glaciolimniskajiem māliem Cēsu apkaimē. Viņš uzskata, ka “seno ielejveida iegrauzumu sistēma pamatiežos ir radusies pirms pēdējā apledojuma, un ļoti ticams, ka ir mantota no pirmskvartāra vecuma” (ibid, 49. lpp). Pamatiežu virsma zem Gaujas senielejas pazeminās no 12 m zjl. Cēsu apkārtnē līdz pat 50 m zjl. pie Siguldas. Tas nozīmē, ka upes erozijas bāzei, lai izveidotos tik dziļš ielejveida iegrauzums, bija jābūt krietni zemākai nekā mūsdienās.

Kvartāra nogulumu un reljefa veidošanās Rauņa ielejas apkārtnē cieši jā-saista ar Linkuvas ledāja oscilācijas fāzes deglaciācijas posmu un ledājkušanas ūdeņu noteces veidošanos gar Veselavas gala morēnas valni (Zelčs et al., 2014). Neapšaubāmi, tagadējā upes augšteces posma veidošanās augšpus Dzirnavupes un Augšvaives pazeminājuma aizsākās jau ledāja Gulbenes fāzes deglaciācijas laikā (Āboltiņš et al., 1972). Šajā darbā iegūtie pētījumu rezultāti par Rauņa ie-lejas morfoloģiju rāda, ka pret agrāk izteiktajiem pieņēmumiem (Āboltiņš et al., 1975; Eberhards 1972b) par Rauņa ielejas gandrīz vienlaicīgu izveidošanos visā tās garumā un saistībā ar Gaujas ielejas attīstību, sākot ar leduslaikmeta beigu posmu, ir jāizturas ar lielu piesardzību (Krievāns, 2011).

Nozīmīgs faktors, kas nosaka pastāvīgās ūdensteces garenprofila izmaiņas, it īpaši kritumu sadalījumu un arī fluviālo procesu attīstības virzību, ir mūsdienu upju mantotie ielejveida pazeminājumi un subglaciālās iegultnes. G. Eberhards (2013) norāda, ka, plūstot pa šīm mantotajām fluviālo procesu maz pārveidota-jām formām, upju gultnēm ir lēzeni garenprofili, pretēji tām, kas blakus posmos tās plūst pa erozijas ceļā izveidotām ielejām. Tāpēc viņš uzskata, ka Rauņa ieleja ir radusies erozijas rezultātā kā ūdeņu noteces leja. Eberharda uzzīmētais profils to apliecina, jo tas Raunim ir gandrīz taisns ar savstarpēji paralēlu terašu virsmu gandrīz visā upes garumā. Eberhards (1972a) raksta, ka šāds garenprofils ir rak-sturīgs augstieņu nogāžu noteces lejām, kur upes iegraušanās noris sinhroni ar vienādu intensitāti visā tās garumā. Iegūtie dati tomēr liecina par neviendabīgu Rauņa ielejas morfoloģiju (Krievāns, 2011).

Ļoti ilgi ir pastāvējis uzskats, ka Rauņa ieleja ir veidojusies gandrīz vienlaicī-gi leduslaikmeta beigu posmā pēc tā sauktās Rauņa slāņu uzkrāšanās kā noteces ieleja, kas radusies paliku ezeru ūdeņiem noplūstot uz Raunu (Āboltiņš et al., 1972; Āboltiņš et al., 1975). Minētais viedoklis ir atspoguļojies arī  m 1:50 000 ģeoloģiskās kartēšanas materiālu interpretācijā un upju ieleju ģenētiskajā klasifi-kācijā (Eberhards, 1972a). Tikai vēlākie ielejai pieguļošās teritorijas ģeoloģiskās

46

uzbūves pētījumi un radioaktīvā oglekļa datējumu rezultāti radīja šaubas par šādu ielejas attīstības scenāriju (Zelčs et al., 2009).

Šajā pētījumā iegūtie dati par Rauņa upes terašu izplatību un garenprofilu, kā arī ģeoloģisko urbumu dati par Rauņa paleoezera nogulumu izplatību un Rau-ņa ielejai pieguļošās paleoezera teritorijas pārpurvošanās laiku liek domāt, ka šāda tipa attīstības scenārijs ir pieļaujams tikai Rauņa ielejas lejasposmam – no ietekas Raunā līdz Staļļu mājām. Aplūkojot Rauņa lejteci posmā ietece Raunā–Staļļu mājas, kā arī Raunas upes kreiso krastu augšpus Rauņa un Raunas sateces, redzams, ka to izrobo vairākas lielas gravielejas (gravu ielejas  – pēc J.  Soma (2010) dotās terminoloģijas). Svarīgi atzīmēt, ka šīs gravielejas, kas atrodas starp erozijas palikšņiem Rauņa lejtecē, ir gandrīz paralēlas apskatāmajam Rauņa ielejas posmam. Iespējams, ka tieši kāda no lielākajām gravām, kas pakāpeniski palielināja savu ūdensguves baseinu, tajā skaitā uz blakusesošo erozijas formu rēķina, regresīvās erozijas rezultātā, sasniedza pazemes ūdeņu līmeni, un mūs-dienās arī veido upes ielejas apakšējo posmu.

Ņemot vērā, ka augšpus gravielejām atradās Rauņa paleoezers, tad, iespē-jams, lietusgāžu, spēcīgāku pavasara palu vai plūdu laikā izveidojās lielāka straume, kas savienoja Rauņa paleoezeru ar kādas lielākas gravas augšgalu. Tā kā gravai nebija izveidojies dinamiskā līdzsvara profils, tad palielinātā noteces rezultātā sākās intensīva dziļumerozija visā tās posmā, kas tālāk izsauca izte-kas no paleoezera padziļināšanos, paleoezera līmeņa pazemināšanos vai pat gandrīz pilnīgu noplūšanu. To apliecina arī abu Rauņa garenprofila lejasposmu ieteka Raunā–Dankas un Dankas–Birznieki/Plūči izplatīto divu līmeņu terašu fragmentu novietojums vienādā augstumā virs tagadējā Rauņa gultnes līmeņa (Krievāns, 2011).

Rauņa ezera līmeņa pazemināšanās vai noplūšana sekmēja pārpurvošanās procesu sākumu paleoezera aizņemtās teritorijas pazeminājumos par to liecina purva nogulumu uzkrāšanās sākums pirms 9624±90 kal. g.p.m. Regresīvā erozija, kas turpinājās, pastiprināja Rauņa paleoezera drenāžu, tāpēc kūdras uzkrāšanās notika salīdzinoši īslaicīgi. Virs kūdras turpināja uzkrāties aleirītiska līdz vidējgraudaina smilts. Kā liecina 14C dati, kūdras uzkrāšanās beidzās pirms apmēram 8925±120 g.p.m. (Zelčs et al., 2009). Sākoties regresīvajai erozijai Rauņa augštecē, tika pārtverta Vaives augštece vai tās pietekas Rīdzene un Dzir-navupe augšpus Veselavas gala morēnas (5. attēls). Tas varēja notikt aptuveni pirms 3321±60 g.p.m., kad sākās kūdras uzkrāšanās Veselavas ieplakā. Rauņa augšteces posms augšpus Veselavas gala morēnas grēdai sākotnēji ir attīstījies kā paliku ezers, kas izveidojās distālā sprostezera drenāžas rezultātā uz ledāja sprostezeru, kas aizņēma Veselavas galamorēnas distālajai nogāzei pieguļošo Dzirnupes un Augšvaives ieplaku. Šo ieplaku drenēja Vaive, kuras augštece veidojās kā ledājkušanas ūdeņu marginālā noteces leja. Uz šāda sprostezera pastāvēšanu norāda arī O. Āboltiņš (1998a). Ledāja sprostezeram noplūstot, šis tagadējais Rauņa augšteces posms bija Vaives augštece vai Vaives pieteka.

47

SECināJumi

Pētījuma rezultāti un to analīze ļauj izdarīt vairākus būtiskus secinājumus par hidrogrāfiskā tīkla attīstību pēdējā leduslaikmeta beigu posmā pieledāja teri-torijā. Apvidos ar sarežģītu virsmas artikulāciju, kuru pārejas zonā no starplobu augstienēm uz zemienēm veido orientētais ledāja malas paugurgrēgu reljefs ar plašām starpgrēdu un daudzām iekšgrēdu ieplakām, ir raksturīga daudz pla-šāka pieledāja sprostezeru veidošanās un paliku ezeru izplatība, nekā tas tika pieņemts un uzskatīts līdz šim. Šādos zemes virsmas topogrāfijas apstākļos ir raksturīga arī fluviālās noteces reljefa formu lielāka daudzveidība.

Lauka pētījumu rezultāti ļauj secināt, ka lielākajā daļā no areāliem, kuri dažāda mēroga kvartārģeoloģiskajās vai ģeomorfoloģiskajās kartēs ir parādīti kā glaciofluviālo veidojumu apvidi, ir sastopami glacioakvālie nogulumi un to veidotās reljefa formas, kas ir radušās galvenokārt gar ledāja malu izvietotos le-dāja sprostezeros vai arī – tekoša ūdens straumēm ieplūstot pieledāja un paliku baseinos. Izstrādātā metodika ļauj pietiekoši droši prognozēt šādas neatbilstības un neprecīzas interpretācijas, kas ir svarīgi pētījumiem nākotnē, jo līdzīgi nogu-lumu veidošanās apstākļi ir bijuši visai izplatīti segledāju izzušanas laikā.

Lejas Gaujas senielejai kreisajam krastam pieguļošajā teritorijā sastopamo glacioakvālas izcelsmes nogulumu izplatības areālu kontūras, kvartāra zemes virsmas kritums (proksimālā virzienā no ledāja malas veidojumiem) un fluviālās erozijas formu izplatība liek secināt, ka daudzi areāli, kas agrākos pētījumos ir interpretēti kā glaciofluviālie līdzenumi, kēmu-sandru reljefs vai sandri, balso-ties uz šī pētījuma rezultātiem, ir atzīstami par glaciolimniskiem līdzenumiem, vai atsevišķos gadījumos tie ir glaciofluviāli-glaciolimniskie līdzenumi vai glaciofluviālo deltu līdzenumi. Vietām Dzirkaļu apkārtnē ir attīstīti iekšzemes eolie veidojumi  – morfoloģiski vāji attīstītas kāpas un segsmilts līdzenumi. Tādējādi pētījumu teritorija varētu arī kļūt par šo iekšzemes eolo veidojumu pētījumu vietu, jo šie areāli ir pieskaitāmi pie augsta saimnieciskā riska teritori-jām un, piemēram, meža kailcirtes var sekmēt atkārtotu eolo procesu atkārtotu aktivizēšanos.

Senākie un arī hipsometriski visaugstāk novietotie pieledāja ezeri sāka vei-doties Krustakroga un Kleķeru apkārtnē, ledājam atkāpjoties no Kaldabruņas fāzes malas veidojumu joslas. Paleoezeru veidošanās pārejas joslā no Vidzemes augstienes uz Ziemeļvidzemes zemieni un noplūšana uz hipsometriski zemā-kiem līmeņiem gar ledāja malu un tās virzienā turpinājās Gulbenes, Linkuvas un Valdemārpils fāžu deglaciācijas laikā.

Pētījuma rezultāti pierāda, ka Lejas Gaujas ielejai pieguļošās teritorijas paleo-ezeri noplūda ledāja deglaciācijas gaitā gar ledāju vai, arī teritorijai atbrīvojoties no ledāja, tā atkāpšanās virzienā, t.i., perpendikulāri ledāja malai. Šie rezultāti apstiprina darba hipotēzi par ledājūdeņu drenāžas apstākļiem, kuri izsauca

48

marginālo un pārgāznes ledājūdeņu noteces ieleju veidošanos un ar tām saistīto pieteku ieleju, pa kurām notika paliku ezeru drenāža, attīstība un strauju dzi-ļumerozija saistībā ar Lejas Gaujas senielejas attīstību un erozijas bāzes līmeņa svārstībām.

Gaujas kreisā krasta pirmās un pat atsevišķas otrās pakāpes pietekas, kuras plūst no Vidzemes augstienes uz Ziemeļvidzemes zemieni, veidojušās, noplūstot paliku ezeriem un ģenētiski ir pieskaitāmas pie pārgāznes tipa ielejām. Šīm iele-jām ir raksturīgi nelīdzeni, salikti gultnes garenprofili, kuros atspoguļojas upes dziļi iegrauztu posmu mija ar sekliem, nereti pārpurvotiem posmiem. Savukārt Gaujas labā krasta pietekas no Siguldas līdz Strenčiem veidojušās, ledājkušanas ūdeņiem noplūstot no ledāja malas vai gar to uz zemākos hipsometriskajos līmeņos izvietotajiem ledus sprostezeriem un Lejas Gaujas ledājkušanas ūdeņu noteces ieleju. Šīs upju ielejas ģenētiski pieskaitāmas pie ledājūdeņu distālām, laterālām un starpgrēdu noteces ielejām. Tām raksturīgi vienmērīgi izveidoti garenprofili un strauja ielejas padziļināšanās ietekas tuvumā. Veiktais pētījums norāda, ka ir iespējams veikt detalizētu upju ieleju klasifikāciju, tomēr tikai pēc kompleksu pētījumu veikšanas, ņemot vērā reljefa veidošanos deglaciācijas gaitā. Savukārt vienkāršojumi un balstīšanās uz nepietiekoši precīziem informācijas avotiem, ir maldinoša un pētniekus virza uz visai sarežģītu un daudzpakāpju notikumu nepamatotu vienkāršošanu.

Iegūtie rezultāti par Gaujas virspalu augšējo terašu iekšējo uzbūvi posmā no Siguldas līdz Valmierai ļauj secināt, ka tās veidojošie nogulumi ir uzkrājušies pieledāja un paliku ezerā pēdējā leduslaikmeta beigu posmā, bet terases ir tajos iegrauztas fluviālās erozijas rezultātā holocēnā.

Izstrādājot paleoģeogrāfiskās rekonstrukcijas, kritiski ir jāizvērtē agrākajos pētījumos izdarītie secinājumi par glacioakvālo nogulumu ģenēzi un izplatību. Pētījuma laikā iegūtā pieredze norāda, ka vairumā gadījumu ir nepieciešams nogulumus apzināt un pētīt ievērojami detalizētāk, īpašu uzmanību pievēršot sedimentācijas apstākļu izzināšanai, daudzviet nepieciešams nozīmīgi precizēt nogulumu izplatības laukumus. Pētījumā iegūtie rezultāti un to interpretācija ļauj konstatēt, ka pētījuma mērķis ir sasniegts un galvenie izvirzītie uzdevumi ir izpildīti.

49

PAtEiCīBAS

Autors vēlas izteikt vislielāko un sirsnīgāko pateicību promocijas darba vadītājam prof. Vitālijam Zelčam par sniegtajiem padomiem, ieguldīto darbu, metodiskām konsultācijām un rekomendācijām, palīdzību lauka pētījumos, kā arī par neatsveramu atbalstu un diskusijām publikāciju un disertācijas tapšanas gaitā.

Izsaku lielu pateicību Agnim Rečam par palīdzību lauka pētījumos, disku-sijām promocijas darba tapšanas gaitā un par GPS datu pēcapstrādi. Pateicība asoc. prof. Ģirtam Stinkulim par palīdzību lauka pētījumos un sniegtajām konsultācijām. Autors īpaši pateicas Jurim Burlakovam par disertācijas kopsa-vilkuma angļu valodas rediģēšanu. Vissirsnīgāko pateicību autors izsaka Aigai Torai par sniegto atbalstu un palīdzību promocijas darba izstrādes laikā.

Šis darbs izstrādāts ar Eiropas Sociālā fonda atbalstu projektā “Atbalsts doktora studijām Latvijas Universitātē”, LU reģistrācijas Nr. 2009/0138/1DP/1.1.2.1.2/09/IPIA/VIAA/004, kā arī saņemot atbalstu no LU granta Nr. 2007/ZP-87 “Skandi-nāvijas ledusvairoga dienvidu malas iekšējās zonas Vēlā Vislas posma deglaciāci-jas notikumu hronoloģijas pilnveidošana”, LZP granta Nr.09.1420 “Ledājkušanas ūdeņu radītā ledāja gultnes modifikācija politermāla ledāja malas joslā Fenoskan-dijas ledusvairoga dienvidaustrumu sektora Latvijas daļā” un Valsts pētījumu programmas Nr. 2010.10-4/VPP-5 ResProd 1. projekta GEO.

DISERTATIONES GEOLOGICAEUNIVERSITAS LATVIENSIS

NR. 28

Māris Krievāns

FORMATION OF THE HYDROGRAPHIC NETwORK IN THE LOwER GAUJA

SPILLwAY VALLEY ADJOINING AREA DURING THE LATE wEICHSELIAN

DEGLACIAL summarY oF docToral THEsis

submitted for the degree of doctor of GeologySubfield: Quaternary Geology and Geomorphology

Rīga, 2015

The doctoral thesis was carried out at the Department of Geology of the Faculty of Geography and Earth Sciences, University of Latvia from 2010 to 2015.

IEGULDĪJUMS TAVĀ NĀKOTNĒ

This work has been supported by the European Social Fund within the project “Support for Doctoral Studies at University of Latvia”.

Supervisor:Vitālijs Zelčs, Professor, Dr. geol., University of Latvia

Reviewers:Albertas Bitinas, Associate Professor, Dr. geol., Klaipeda University (Lithuania)Valdis Segliņš, Professor, Dr. geol., University of LatviaJuris Soms, Dr. geol., Daugavpils University

Doctoral Committee:Ervīns Lukševičs, Professor, Dr. geol. – chairmanLaimdota Kalniņa, Associate Professor, Dr. geogr.Valdis Segliņš, Professor, Dr. geol.Vitālijs Zelčs, Professor, Dr. geol.

Secretary:Ģirts Stinkulis, Associate Professor, Dr. geol.

This thesis is accepted for the commencement of the degree of Doctor of Geology (in Quaternary Geology and Geomorphology) on December 16, 2014, Protocol No. 5/682, by the Doctoral Committee of Geology, at the University of Latvia.

The thesis will be defended at the public session of the Doctoral Committee of Geology, University of Latvia, at 10:00 on May 8, 2015, Alberta Street 10, Jāņa and Elfrīdas Rutku auditorium (Room 313).

The thesis is available at the Scientific Library of the University of Latvia Kalpaka Blvd. 4, Rīga, and Academic Library of Latvia, Lielvārdes Street 4, Rīga.

The publication of this summary of doctoral thesis is granted by the University of Latvia.

Address for submitting of comments: Dr. Ģirts Stinkulis, Department of Geology, University of Latvia, Rainis bulvāris 19, LV-1586, Rīga. Fax: +371 733 2704, e-mail: Girts.Stinkulis@lu.lv © Māris Krievāns, 2015 © Latvijas Universitāte, 2015

ISBN 978-9984-45-988-2

53

ContEntS

introduCtion .................................................................................... 55Topicality of the study ................................................................................... 55Novelty of the study ....................................................................................... 56Hypothesis ....................................................................................................... 57Defined theses for defence ............................................................................ 57Aim and main objectives of the study ....................................................... 58Approbation of the study .............................................................................. 58

1. QuAtErnAry gEoLogiCAL SEttingS of thE Study ArEA .................................................................... 59

2. notionS of thE dEVELoPmEnt of thE LAtE WEiChSELiAn hydrogrAPhiC nEtWorK ......................... 62

3. mAtEriALS And mEthodS ....................................................... 654. rESuLtS And diSCuSSion ......................................................... 68

4.1. Glacial and remnant lakes, their location and sediments ............... 684.2. The Weichselian late-glacial terraces and their underlying

sediments of the Lower Gauja Spillvay .............................................. 754.3. The River Miegupe valley ..................................................................... 784.4. The River Raunis valley ........................................................................ 804.5. The rivers Kazu and Bušleja valley systems ...................................... 81

5. diSCuSSion ........................................................................................ 845.1. Spatio-temporal changes in formation of the glacial and

remnant lakes in response to position of the ice-marginal formations ............................................................................................... 84

5.2. Genetical differences in formation of the valleys of the Lower Gauja tributaries .................................................................................... 92

ConCLuSionS ....................................................................................... 97ACKnoWLEdgEmEntS ....................................................................... 99LiSt of PuBLiCAtionS ...................................................................... 100rEfErEnCES .......................................................................................... 103

54

ABStrACt

The doctoral thesis deals with problems of Quaternary geology and geomorphology with respect to development of the hydrographical network at the ice-margin in areas with complicated topography that occurring in the transitional zone between interlobate uplands and glacial lowlands. This study is based on original research data obtained using field techniques, sediment logs, dating results and with GIS tools derived exact spatial adjustment. Based on the investigations in the case areas which embrace transitional zone between the Vidzeme Upland and Northern Vidzeme Lowland, and north-eastern part of the Central Latvian Lowland, time-transgressive development models of the meltwater discharge and drainage of the ice dammed lakes have been developed, as well as studies on drainage of the these basins were carried out. These results allow to assess interconnection between proglacial meltwater drainage system and ice-marginal formations. The results on the formation of the hydrographical network during Late Weichselian termination can be used in landscape palaeogeography and to estimate threats and risk of the modern slope processes and fluvial erosion.

Key words: meltwater drainage valleys, river valleys, glacioaquatic deposits, fluvial sediments, proglacial lakes.

55

introduCtion

topicality of the study

The Late Weichselian Fennoscandian Ice Sheet has reached its maximum extent between 26.5 and 19–20 kyr ago (Clark et al., 2009). The earlier hydrographic network of Northern and Central Europe as well as northern Russia was partly or even completely destroyed during this time (Starkel, 2003; Vandenberghe, Huisink, 2003). Ice masses have blocked discharge of rivers flowing northwards, but Central Europe was located in permafrost zone. The ice sheet collapse started with the climate warming. New hydrographic network was developing in regions covered with ice before (Starkel, 2003). During the last late-glacial, hydrographic network of rivers was more homogenous developed as it is nowadays, notwithstanding the relief of periglacial landscape topography (Sidorchuk et al., 2003). Similar landscape features as there were during the late-glacial are also seen at present time in arctic and sub-arctic regions.

The development of the river valley network in south-eastern Baltic (Lithuania, Latvia and Estonia) is closely related to Late Weichselian ice sheet deglaciation (Eberhards, Miidel, 1984; Raukas et al., 1995; Gaigalas, Dvareckas, 2002). Differences between geological structure and ice developed topographic features as well as rapid changes of palaeogeographical situation created complicated development trends of this network (Eberhards, 1979a, 2013; Raukas, Eberhards, 1986). Development of river valleys in Latvia and processes of formation of the river beds as well as detailed geomorphological analysis have been performed in the beginning of 70-ties of the 20th century (Āboltiņš, 1971; Eberhards, 1972a), regional reconstructions were developed afterwards (Eberhards, 1979a,b, 2013; Eberhards, Miidel, 1984). It means absence of academic and practical interest during last two decades about development of hydrographic network during Last Glacial as well as too low attention to alluvian dynamics in context of global warming problem.

Detailed studies of the development river valleys in Latvia have been performed for the largest rivers, hence small rivers lack systematic scientific attention. Distinct small river valleys have been investigated in relation to ancient ice lake shorelines or development trends of river basins, e.g., Eberhards, (1972a), Veinbergs, (1975). Research during last decades has shown that more detailed studies are necessary for small rivers in areas with averagely dissected topography as palaeogeographic circumstances and initial topography play important role in development and formation of first-order hydrographic network. Small rivers on slopes of highlands, as well as on upland-lowland transitional zone, are directly in this category, also tributaries of the large

56

rivers  – it is characteristic with complex spectra of terraces and longitudinal profiles. It leads to suggestion that different longitudinal sections are of different age (Krievāns, Rečs, 2012) with changes in drainage properties, possibly catastrophic events of lowering of the erosional base (Krievāns, 2011).

The rapid changes of level of the proglacial lakes significantly influenced the development of the river and their valleys and their network. When meltwaters flowed down from hypsometrically higher areas with glacial and remnant lakes on these, territories got rid of excessive water. At the beginning fluvial channels interconnected ice lakes situated near each other. Thereby the morphologically different spans of the river valleys formed in different time, but when palaeolakes were drained and dead ice blocks melted, shallow junction stretches, which joint distinct deeply incised valley sections, were formed. The length of the river valleys commonly increased in relation of the surface inclination, properties of the relief as geological structure of the landforms and changes in erosion base level, however, sometimes also upstream, i.e. in an opposite direction as headward erosion (Eberhards, 2013). All mentioned above circumstances and information concerning deglaciation of Latvia during the Late Weichselian lead to decision to study the model territory of the Lower Gauja Spillway and adjoining areas. Modern research techniques are used in this thesis performance thereby methodological aspects in fluvial geomorphology are amended and new insights given in problems related to the development of the hydrographic network during the retreat of the Late Weichselian ice sheet.

novelty of the study

Novelty of this thesis is the complex use of materials and data as well as various methodology used for analyses comparably to studies performed in last century. Large geospatial information amount was used in order to reach high standard and accuracy digital map of the river valleys morphometric elements. It allowed more efficient and transparent use of the data for performing of geospatial analysis.

Original database was designed in GIS environment designed “Rivers of North Vidzeme”, containing information on more than 45 major tributaries of the River Gauja in stretch Strenči–Vangaži. Field and cameral research methods were chosen in dissertation in order to obtain presentable output data sets for analysis and interpretation. Conclusions in the study were compiled by taking into account the most modern theoretical concepts of fluvial geomorphology (Miall, 2006), as well as existing knowledge about the development of the palaeohydrological network during Late-glacial and Post-glacial. River terraces were studied by developed lithofacies analysis method (Miall, 1985, 2014; Zieliński, Goździk 2001; Houben, 2007) which allows the study and interpretation of sediment accumulation in the environment to compare with

57

the similar studies in the world. Obtained results allow performing critical evaluation of previously published ideas on accumulation and genesis of sediments in terraces, and updating or even reinterpreting information about the initial palaeoenvironment.

Fluvial valley geospatial analysis was performed, spatial relationships of drainage and correlation among morphometric parameters of relief forms, formation and development determining factor analysis for glacier and river runoff explored, as well as evidence gained on glacioaquatic sediment accumulation near glacier margin and adjacent areas. Morphological indicators provided information on glacioaquatic and alluvial sediments and landform characteristics in horizontal and vertical perspective.

hypothesis

During the Late Weichselian the territory of Latvia gradually became free of the glacier ice which blocked surface discharge to the Baltic Sea and Gulf of Rīga. Thereby ice meltwaters accumulated and organised wide, local ice-dammed lakes in between ice masses and free areas. During deglaciation process those often became as distal remnant lakes. As the continental watershed is situated south of Latvia, ice-dammed and remnant lakes flowed along the ice edges or in the free of ice areas in direction of ice retreat. Such drainage obstacles catalysed the development of marginal drainage and spillway valleys as well as related with them tributary valleys, in which drainage of lakes, development of morphology and rapid erosion in a depth.

defined theses for defence

1. River valleys of the transitional zone from interlobate uplands to glacial lowlands are developed by drainage of ice meltwaters, local ice-dammed lakes, proglacial or distal remnant lakes along the ice edge or in the proximal direction against the ice lobe.

2. Seasonal and drainage water level changes in ice-dammed lakes caused significant fluctuations of the local erosion base and contributed to formation of the deep spillway valleys.

3. Hummocky ridges of the ice-marginal formations and occurrence of wide hollow depressions promoted much wider prevalence of ice-dammed and remnant lakes than it was thought so far.

4. Sediments in the Lower Gauja valley terraces in the stretch between Sigulda and Valmiera towns were accumulated in proglacial and remnant basin, however, the terraces were cut in in these sediments due to fluvial erosion.

58

Aim and main objectives of the study

The aim of the study is to cognize and establish formation of ice meltwater discharge network in the transitional from uplands to lowlands zone by using as the model territory Lower Gauja Spillway valley adjoining areas.

In order to fulfil the aim of this study following tasks were defined:1. To identify and summarise results of previous studies on ice meltwater

basins and drainage patterns, remnant lakes and river valleys in Latvia at the end of the Late Weichselian;

2. To perform field and desk-based studies of fluvial landforms and their location in the Lower Gauja Spillway valley and adjoining areas;

3. To survey outcrops in river terraces, plains of glacial and remnant lakes to clarify internal structure of these landforms in order to reconstruct palaeoenvironmental conditions of sedimentation;

4. To perform treatment and geospatial analysis of the field and desk-based research data on the meltwater hydrographic network of the study area;

5. To find out relevance conditions of the hydrographic network formation with geological structure and surface morphology of the study area;

6. To provide interpretation of the development trends of the palaeohydrographic network and most significant spatiotemporal changes in its morphology.

Approbation of the study

Different parts of the study were presented in several international conferences and have been integrated into several scientific publications. The results have been published in 8 scientific articles and in one book, one publication is submitted. Results are approbated in 7 international and 17 local conferences.

59

1. QuAtErnAry gEoLogiCAL SEttingS of thE Study ArEA

Study area is located in central part of Vidzeme, inland to the east from Riga Gulf (Fig.1). It is situated in various natural Quaternary geological and geomorphological  – physiogeographical units or parts of those  – Vidzeme Upland Mežole Hilly Area, adjoining central and southern parts of Augstroze (Dauguļu–Raiskuma after Āboltiņš, 1971) Interlobate High of Idumeja Upland, to Gauja Spillway valley adjacent Northern Vidzeme Burtnieks and Seda Plains and Trikāta Rise as well as northern corner of the Ropaži Plain of Central Latvian Lowland.

Figure 1. Location of the study area. Numbers denote nature regions hit by study area: 1 – Central Latvian Lowland; 2 – Vidzeme Upland; 3 – Idumeja Upland; 4 – Northern

Vidzeme Lowland. Digital elevation model (DEM) derived from SRTM.

Landscape, topography and geological structure in research area are characterized by huge diversity. The area is 2860 km2, elevation of the surface from 5 m a.s.l. in Lower Gauja up to 262 m a.s.l. around Dzērbene, average height a.s.l. is 111 m. Researched area includes small part of Madliena Tilted Plain and northern part of Ropaži Plain, as well as very small part of southern Metsepole Plain.

60

Central Latvian Lowland (Fig.1) is stretched in central part of Latvia and it is largest (13  241 km2) nature region in Latvia (Zelčs, 1998b), it is divided in nine sub-regions (Zelčs, Šteins, 1989). The average thickness of Quaternary sedimentary cover is 10 to 20 m. It gradually increases to 60–65 m in direction towards the Vidzeme Upland and southeastern part of the Lowland.

Vidzeme Upland (Fig. 1) is second largest isometric relief complex in Latvia with the total area of 4772km2 (Āboltiņš, 1992). It includes six nature regions – Upper Gauja Depression, Upper Ogre Depression, Aumeisteri Interlobate High, Mežole Hilly Area, Piebalga Hilly Area and Vestiena Hilly Area (Zelčs, Šteins, 1989). Vidzeme Upland has isometric frame and well pronounced slopes. The relief of Upland is dissected, absolute heights are between 120 m in peripheral part up to 311.6 m (Gaiziņkalns) in inner parts of the Upland. Surface heights almost in all the region exceeds 180 m a.s.l. Relative heights of relief forms vary from 5–10 to 20–60 m (Āboltiņš, 1992). Sub-Quaternary rise of the Vidzeme Upland are covered by thick, 100 to 160 m, at some sites, even 200 m layer of Quaternary sediments of glacigenic origin (Juškevičs, 2000a).

Idumeja Upland is second smallest (1494 km2) in Latvia (Zelčs, 1995), which includes three sub-regions – Limbažu Undulating Plain, Augstroze Interlobate High and the River Gauja Spillway Valley (Gaujava) (Zelčs, Šteins, 1989). Inhomogeneous thickness Quaternary sediments cover bedrock. At the eastern part of Upland, it varies from 30 to 40 m, but in hilly northern parts up to 60–70 m. At the remnant uplifted Devonian bedrock parts, as well as Rauna and Gauja valleys this thickness diminishes to 5–10 m (Straume, 1979).

Northern Vidzeme Lowland is located in northern part of Vidzeme, the area is 4952  km2 (Zelčs, 1998a). Geomorphologically it includes divergent type Burtnieks and Seda Plains as well as Trikāta Rise (Zelčs, Šteins, 1989). Bedrock in Lowland is covered with 10 to 20 m thick Quaternary sedimentary layer, but along Salaca Valley, Rūja-Seda and Burtnieks depressions over the bedrock denudation rises in between Gauja and Vaidava rivers thickness of Quaternary sediments diminishes and is under 10 m (bedrock is exposed in outcrops of river valley walls as well as channel beds). In highest drumlins and also in burried valleys thickness of Quaternary sediments is significantly higher, reaching 30–40 m in drumlins and 88 m in the River Vaidava Spillway Valley.

Study area is located in peripheral part of Late Weichselian ice sheet (Āboltiņš, 1975, 1989; Āboltiņš et al., 1988; Straume, 1979; Zelčs, Markots, 2004; Zelčs et al., 2011). The modern relief started to form during last phases of the Late Weichselian ice sheet (Āboltiņš, 1989). Ice sheet retreat was combined with reactivation phases of ice lobes, thereby marginal landforms such as end moraines fixed these phases in relief  – the oldest of which possibly was Kaldabruņa phase end moraines, which can be correlated with Pomeranian line south of the Baltic Sea (Meirons et al., 1976; Zelčs et al., 2011). Hypsometrically lower there is Gulbene phase oriented hilly ridge zone situated on northern

61

slope of Vidzeme Upland, while in lowland areas – Linkuva phase forms (Zelčs et al., 2011). However hydrographic network (fluvial systems) were developed dominantly during Valdemārpils deglaciation phase, whose forms of relief are situated outside the study area of this thesis, but ice margin at that time promoted the development of ice meltwater and outside drainage damming thus Silciems and Zemgale ice-dammed lakes formed (Āboltiņš, 1989; Āboltiņš et al., 1972, 1974, 1977; Meirons et al., 1976; Straume, 1979; Zelčs, Markots, 2004; Zelčs et al., 2011).

62

2. notionS of thE dEVELoPmEnt of thE LAtE WEiChSELiAn hydrogrAPhiC nEtWorK

Fennoscandian ice sheet reached its maximum during Late Weichselian, at that time southeastern Baltics including Latvia were on slope and peripheral parts of the ice sheet. It determined that beneath the ice on slope circumstances lead to mostly erosional processes (abrasion  – after O. Āboltiņš (Āboltiņš, 1975, 1989, 2010) terminology), but in territory further to south were accumulation and glaciotectonic processes as glacier lithomorphogenetic and periglacial environment dominated (Āboltiņš, Zelčs, 1988; Āboltiņš, 1989, 2010). This palaeogeography determined regional and spatial differences in glacial lithomorphogenesis during deglaciation and was leading development of hydrographic network in southeastern Baltics with various geological structure and surface topography. Until 60-ties of the last century, general morphological studies were performed only in some river valleys or sections of those (Doss, 1915; Sleinis, 1936). First geomorphological investigations of river geomorphology performed M. Majore (Majore, 1952, 1962).

From the seventies of the last century detailed geomorphological studies of river valleys were conducted by the Latvian Institute of Geology, after the reorganization  – the Soviet Union Marine Geology and Geophysics Research Institute (hereinafter VNIIMORGEO) and the Latvian State University  – Faculty of Geography. Geometrical levelling, lithological and structural analysis of alluvium, geological test drilling were used as methods. Alluvial texture and facial properties, distribution of terraces and their structure were determined for rivers Daugava, Gauja and tributaries of those (Āboltiņš, 1965a,b, 1969; Eberhards, 1969, 1972a, 1973a). Simultaneously in diverse sites glaciolacustrine sediments and their genetic interconnection with river valleys were studied and described in articles (Āboltiņš et al., 1974; Eberhards, 1967; Veinbergs, 1975, 1996), as well as monographs about River Gauja (Āboltiņš, 197) and Daugava Valleys (Eberhards, 1972a).

In Lithuania alluvium formation, formation of terraces, river valley morphology and Late Weichselian and postglacial events were studied by Basalikas (1961, 1968), Dvareckas (1976, 2000), Voznyachuk and Valchik (Voznyachuk, Valchik, 1977), Gaigalas and Dvareckas (Gaigalas, Dvareckas, 2002) and Bitinas (Bitinas et al., 2002). Research on Estonian rivers, geomorphology and neotectonical movements was done by Miidel (Miidel, 1967). In Poland the research on the formation of river network was focused to so-called pradolynas which were formed along the edge of the glacier. Detailed studies were done to the River Noteć-Warta, River Reda-Łeba, Lower Vistula and the River Oder valley. Geological and geomorphological studies of the smaller river valleys began only in the last century  – 80-ties to 90-ties (Błaszkiewicz,

63

1998; Cedro, 2007). Many studies examined the complex process of ice retreat and its impact on the river valley morphology (Böse, 1995). Notions on the southeastern Baltic region river valleys and their development is traceable from issued publications of different times during nearly 25-year period (Miidel, Raukas, 1991; Eberhards, 1979a,b; Eberhards, Miidel, 1984).

Provided insight into the history of earlier studies has shown that, the southeastern Baltic States river valleys differ significantly. The main difference is primarily because in this region the network of river valleys as well as in Poland corresponds to the Late Weichselian marginal accumulation area. However little research data is on glacier hydrographic system formed above, inside, underneath the glacier, which afterwards were merged together in one drainage system on glacier edge (Benn, Evans, 2010). It is mainly emphasized that meltwaters mostly formed in glacier marginal zone along the edge of the glacier (Eberhards, Miidel, 1984); however, this is more regional peculiarity characteristic to northern parts of southeastern Baltic region, Poland and Germany. Other type of meltwater systems also formed due to surface topography, e.g., radial or periglacial in Northern America (Ehlers, 1996) or spillway valleys, which drained along the ice edge ice-dammed lake systems (Eberhards, 2013).

During degradation phase of Late Weichselian similarly to other covered by ice sheet regions, in Latvia two important processes took place, which affected ice created surface dissection properties and circumstances of meltwater drainage in presence of glacier melting nearby. As pinpointed by Āboltiņš and Zelčs (1988), and Āboltiņš (1989), first of these aspects is non-homogenous accumulation of glacier sediments beneath, inside and above the glacier as well as in marginal zone. The second event was changes of primary thickness of accumulated sediments due to glaciotectonic deformations, dynamic and static pressure of the glacier thus creating glaciodislocations in marginal zones of the ice sheet. Non-homogenous accumulation generated by ice created relief large scale dissection nowadays seen as Uplands and Lowlands.

When deglaciation during Late Weichselian has started in Latvia as well as Lithuanian northern and western parts, complex local proglacial lake system formed in periglacial zone south from maximal extension of ice sheet (Eberhards, Miidel, 1984; Eberhards, 2013). When retreat of the ice continued, basins spread further to the west and northwest. This three-dimensional movement was much more complicated and took place from higher places to lower positioned in areas, which became free from the ice first. So, direction of meltwater was determined by many factors – dynamic structure of ice masses, spatial arrangement of ice lobes and glacier free land surface dissection and local articulation properties. Ice-dammed lakes were gradually drained and later early regional river erosion base established as local ice basins and later as the Baltic Ice lake level. These level changes reached 3–5 m to 8–10 m (Eberhards, Miidel, 1984; Eberharda, 2013) during few decades.

64

Intensive and prolonged erosion dissection of rivers happened in free from ice areas. Eberhard G. (1973b) indicated that the river dissection mainly was the result of glacioisostasy. Nartišs (2014) based on the latest data on the Gulf of Riga in the Baltic Ice Lake shorelines deformations (Recs, Krievāns, 2013) indicated that this effect was 3 mm/year in Sēja and 6  mm/year in Ainaži. Taking into account the length of existence for ice-dammed and remnant lakes (a few tens to 120–150 years), glacioisostatic effect compared to the local erosion base level fluctuations in the short-term perspective should be viewed as insignificant  – it was also pointed out by Eberhards (1973b). Unlike the majority of Lithuanian rivers, Latvian river valley formation happened mostly in a discontinuous manner, mutually connecting river sections with different genesis and age (Āboltiņš, 1971; Eberhard, 1972, 1973, 2013). Sectioned gradual development of river valleys are proven by formation of different age spectra for terraces of one river (Eberhard, 2013). Terraces of Latvian river valleys are grouped into two assemblies – the upper and lower spectra terraces (Āboltiņš et al., 1974; Eberhard, 2013).

65

3. mAtEriALS And mEthodS

The study is based on original field research data (Fig. 2), geospatial processing of cartographic material, analysis and interpretation, as well as studies of the research papers of various authors and critical analysis and comparison of the results obtained by the author. Materials for thesis were collected for six years. The study can be divided into four stages. First stage to get a complete picture was theoretical studies of the available published and unpublished scientific literature, as well as identification of various cartographic material, data collection and analysis.

Figure 2. Location of the the field study sites. Legend: brown circles – boreholes; blue squares – outcrops; yellow circles – quarries; red circles – OSL sampling sites, black

triangles – test pits; black lines – geological mapping routes; brown lines – study area; blue lines – rivers, light polygons – cities; light blue polygons – largest lakes.

DTM derived from SRTM.

In the second phase, field studies took place whose aim was to perform analysis of geological  – geomorphological and terrace sediments of meltwater basins as well as geodetic measurements. Initially recognition of the study area was done. The spatial nature of the terrain and location were chosen for the study of distinct research objects, where detailed studies should be carried out.

66

The third stage included collecting and analysis of field and cameral data – detailed digital models of the earth’s surface were built and meltwater basin sediments and shorelines were modelled. The last phase of studies included interpretation of the data, verification and clarification of palaeogeographical reconstructions.

Information on study area, geological and geomorphological characteristics of the river valleys and history of development were mostly obtained at the University of Latvia, Geography and Earth Sciences Library as well as at the Department of Geomorphology and geomatics. A number of unpublished sources and cartographic materials were analyzed from Latvian Environment, Geology and Meteorology Centre – State Geological Fund collections, mainly of scales 1 : 50 000 and 1 : 200 000. These are mainly geological mapping research materials, reports, various graphic attachments and expedition geological materials. From these and geospatial data maintenance services in Web Map Service database materials by using ESRI ArcGIS 10 software were analyzed through manual digitizing  – a digital map of the Quaternary sediments was prepared in scale 1  : 50 000. Different images and diagrams were used for the preparation of large-scale (1 : 10 000, 1 : 25 000 and M 1 : 50 000) topographic maps. GIS software was used as well as the Soviet Army topographic maps in scale 1  :  10  000 to establish database containing information about more than 45 major tributaries of the River Gauja section Strenči–Vangaži. The aggregate data contains information about the longitudinal profile of the river, the height m a.s.l. for left and right banks of the upper edge (the top), valley width, depth and exposed outcrops of Devonian rocks and Quaternary sediments. Detailed Quarternary and geomorphological studies were carried out in the surveyed area for the river valley and glacier meltwater basins. The study involved determination of terraces, shorelines, gullies and tributaries, 265 geological as well as 17 outcrops in river banks were described, 17 test pits excavated, 26  quarries visited (Fig. 2), test drilling and observation sites were fixed with high-precision GPS receiver. Field trials conducted expedition type geomorphological mapping, which allowed describing a more complete picture of the investigated region including location of palaeolakes, shorelines and river terraces (Fig. 2). As geological mapping is a time-consuming process, palaeolakes were determined-clarified by analysis of previous geological mapping expedition materials, inconsistencies were re-tested in the field and, if necessary, reinterpreted. Boreholes and probes performed by author were located in a statement that these cover various depths and locations, sediments, as well as ensure geological mapping materials are proven by highlighting the boundaries between different geneses of sediments.

To find the morphology and internal structural characteristics of meltwater palaeolakes and terraces, the study was carried out in several places at outcrops and quarry walls where lithological composition of sediments was studied.

67

A number of test pits were excavated to gain detailed understanding of sedimentary lithofacies. For designing and characterizing of various lithofacies, classification of several authors (Miall, 1978, 1985; Eyles et al., 1983) was used. Structures in Latvian language were described by Eberhards (1972c) used system of signs and geomorphological legend. After the sediment structure and texture characteristics analysis was conducted, reconstruction of sediment accumulation environment was done (Miall, 2006). After digital photographing at prepared pits series of sedimentary layers for azimuth and dip angles were measured, as well as contacts were determined. Five sand samples were collected for sediment age determination by OSL method. Sand samples were sent to the Finnish Museum of Natural History dating laboratory in Helsinki, where further processing was performed.

68

4. rESuLtS And diSCuSSion

Results of the research revealed trends of the surface discharge formation in the Middle Gauja basin in period from beginning of deglaciation of Fennoscandian ice sheet until disappearance of isolated palaeobasins (in Straume (1979) terminology – water bodies that do not have direct contact with ice) or remnant palaeolakes (according Danilāns (1973) terminology). The main results on distribution of different types of valley and basins developed by meltwater and isolated palaeobasin runoff waters, as well as structure and morphology of those, were obtained based on Quarternary and geomorphological field works, morphological studies, static analysis and analysis of geospatial data. Thereby meltwater-developed valley spatial distribution and development during deglaciation phases, meltwater runoff, and ice-dammed lake drainage and spillway valley formation could be clarified. The results significantly complement the awareness of the importance of surface discharge network formation in Northern Vidzeme at the final stages of Last Glacial, when surface discharge gained features similar to nowadays existing.

4.1. glacial and remnant lakes, their location and sediments

Field studies and cartographic material analysis data have led to re-evaluation of earlier ideas on distribution of glacial and remnant lakes. In large areas such as the River Līgatne valley adjacent plain, according geological mapping data (Straume et al., 1981b), glacio-aquatic sediments have been interpreted as glaciofluvial sediments. Here as well as in areas around, facts about sediments of glacioaquatic origin, distribution, surface topography (in proximal direction in direction to marginal forms) and the existence of fluvial erosion forms raised bias on such interpretation. Therefore, repeated studies were performed in this area and areas with morphologically similar dissection. This confirmatory research has shown that the earlier interpretation was incorrect or at least incomplete. It is likely that such inaccurate or incomplete sediment genetic interpretation is explained by the fact that there were not taken into account facial changes of sediments in different parts of the glacial lake, i.e., the shallower palaeolakes hydrodynamically more active accumulate coarser sediments, but the deepest and more tranquil part – finer sediments.

In strictly limited number of observations during geological mapping, it is completely possible that coarser sediments were detected in sites where basin edges were over local terrain elevations of glaciogenic relief or where water currents flowed into proglacial lakes. Deepest parts of glacial lakes where finer sediments were deposited and are common, nowadays are difficult to access and occupy wetlands, wet woods and shrubs. Also geological mapping in scales

69

1  :  50,000 to 1  :  200,000 revealed cases where glaciolacustrine sediments are shown only in isometric distribution area in the central part of basins, and are surrounded by glaciofluvial, i.e., coarser sediments. Field testing revealed that coarser sediments which were previously identified as glaciofluvial sediments – their distribution is sporadic and highly fragmented, but the major part of these areas are covered with fine-grained sand or fine-grained with admixture of middle coarse sand. At the same time, some of this flat surface is characterized by pronounced erosional dissection. Consequently, it can also be explained why around glaciolacustrine sediments the distribution areas of glaciofluvial sediments are drawn. Resultantly there were identified a range of glacial lakes stretching along the edge of the Gulbene and Linkuva marginal form ridges.

Līgatne–Mores region palaeolakesIn southern part of the Suda Mire, in between Kārtūži and Akenstaka where

More glacial lake is located, glaciolacustrine sediments hypsometrically are found 106 m a.s.l. nearby the River Suda valley up to 120 m a.s.l. near More quarry. Eglaine and Nītaure surroundings as well as the River Līgatne river upper course (Juškevičs, 2000b) have been mapped before and wide glaciofluvial sediment covered areas were detected. However, according test-drilling data it is not entirely correct that all sandy sediments in this area are genetically defined as of glaciofluvial origin. North from Eglaine in slight slope 154–156 m a.s.l. glacial lake sediments (further in text Skruduļi palaeolake) sediments  – silt and silt with fine sand were determined. Area between Vasu hill and Nītaure have enough dissected relief and internal structure of glaciofluvial sediments is quiet complex. Highest point in Vasu hill is 215.5 m a.s.l. and upper part of Quaternary sediments are made of glaciolacustrine fine and middle coarse sand.

In the River Līgatne upper course of valley on both sides is made of sandy and silty sediments – according field materiāls interpretation those ar Jaunluba glacial lake area. In general Jaunluba glacial lake modern surface of the sediments is falling in N–NW direction, i.e., to the direction of Gulbene marginal ridges. However, in small part of territory surface is lowering in southern direction away from Gulbene glacial marginal forms. Hypsometrically glaciolacustrine sediments are at 180 to 210 m a.s.l. Highest parts of modern relief nearby Asari and Dzirkaļi are composed of re-blown fine to middle coarse sand. Dissection of surface relief reveals that in this territory undeveloped aeolian dune forms are found.

Suda palaeolake sediments (Fig. 3) are 117 to 144 m a.s.l. Sediments of this palaeolake are found in between Gulbene and Linkuva marginal ridges and are located nearby Gulbene ridges proximal parts. Deeply cut-in valleys and stratigraphy of glacioaquatic sediments reveals trends that ice-dammed lake existed only in period between recessions of Gulbene and Linkuva phases, however, later existed only the remnant lake.

70

In Ieriķi neighborhood at central part of small area with glaciofluvial sediment distribution were also found glaciolacustrine sediments (Fig. 3). Most likely, glaciofluvial sediments reflects the glacial lake (hereinafter  – Melturi palaeolake) hydrodynamically active part. It should be noted that Melturi palaeolake sediments were found in 112 to 145 m a.s.l. During geological mapping glaciolacustrine Suda palaeolake sediments were drawn only in the northern part of the palaeolake (Fig. 3) 85 m a.s.l. Between Suda and Melturi palpalaeolakes glaciolacustrine sediments are marked up to 123 m a.s.l. There is no complete picture of how glaciofluvial sedimentation conditions were on right bank of the River Amata south of Kārļi settlement. However, hyposometrical location in relation to Melturi palaeolake levels allows assuming that these sediments are accumulated in the delta in this basin. Lowest levels of glaciolacustrine sediments (90 m a.s.l.) are in adjacent areas to the right bank of Līgatne valley  – to the eastern direction this height is growing and reaches 120 m a.s.l.

In previous researches in Sigulda local basin plain was contoured around with the 100 m isoline (Āboltiņš, 1971; Straume, 1978, 1979). Field research near Nurmiži defined that highest isoline can contour Sigulda basin (Fig. 3) is 111–112 m a.s.l. Between Nūrmiži and conference centre of University of Latvia “Ratnieki” there can be followed out three lower shorelines 106 m, 96–97 m and 90 m a.s.l. (Krievāns et al., 2014a). In territory where highest shorelines were detected 111–112 and 106 m a.s.l., there in Quaternary geology maps (Zīverts, Arkharova, 1981; Juškevičs, 2000b) previously were drawn till, however, during field study, the author determined that upper part of Quaternary cover is made of 0.8–1.2 m thick silt and silty sand, underlayed by till. Boulders are exposed sporadically on surface. Clay sediments in maps (ibid.) are drawn starting by 96–97 m a.s.l., and this borderline is marking the third level of the Sigulda glacial lake. In the River Gauja valley near Kalna Muižnieki settlement there were found also three lower (75 m, 61–62 and 51–52 m a.s.l.) levels of glaciolacustrine sediments. Similar height trends were found also near the River Skaļupe inlet in the River Gauja (Fig. 3). Shorelines of glacial lakes are as narrow, long terrace type relief forms, made of clay, silt, fine sand with silt. Thickness of these sediments varies from pair of centimeters to several meters. Āboltiņš (1971) proposed that these terrace type forms are highest River Gauja valley terraces.

Between River Amata and River Simtēnupīte valleys nearby Jaunlauči settlement Sigulda glacial lake shoreline 87 m a.s.l. can be traced. As this basin is located north from Sigulda nearby Līgatne, further in text it will be called as Līgatne glacial lake. So far there are no irreversible arguments about glacioaquatic genesis of sediments on the right bank of the River Gauja valley in opposite of River Amata and River Līgatne valleys (Fig. 3). In geological mapping materials (Zīverts, Arkharova, 1981, Juškevičs, 2000b) these are

71

interpreted as glaciofluvial sediments. Nearby River Brasla valley inlet on both banks in adjacent area found glacioaquatic sediments are interpreted as glaciofluvial. It must be also mentioned that between Inciems settlement and the Rivrer Brasla valley there is Brasla sand and gravel quarry (24°54’19,431”E 57°16’37,22”N). Sediments found here were deposited in delta, which flowed into the Līgatne glacial lake, thereby it is not completely correct to interpret nearby Brasla quarry located sediments as glaciofluvial, not considering the fact that the waters flowed into the glacial lake. That means that these sediments in some part can be re-interpreted as located in glacial lake territory.

Figure 3. Location of the palaeolakes and field study sites lakes in the area of the river Līgatne and the river Amata lower courses. Legend: genetic types and suspected

age of the Quaternary deposits: 1 – lacustrine deposits (lQ4); 2 – mire deposits (bQ4); 3 – postglacial alluvial deposits (aQ4); 4 – late-glacial alluvial deposits of river terraces

(aQ3); 5 – glaciofluvial deposits (fQ3); 6 – glaciolacustrine deposits (glQ3); 7 – reinterpreted areas of glacial lakes; in the field observations recognized sediments:

8 – postglacial alluvial deposits (aQ4); 9 – glaciofluvial deposits (fQ3); 10 – glaciolacustrine deposits (glQ3); 11 – deltaic deposits (gldQ3); 12 – glaciogenic deposits (gQ3); 13 – settlements; 14 – Linkuva phase ice-marginal zone; 15 – upper

shorelines of the Līgatne glacial lake; 16 – drainage direction; 17 – rivers. DTM derived from SRTM.

72

Raunis–Amata upper region palaeolakesBetween River Raunis and River Vaive upper courses several small

glaciolacustrine plains are located, mentioned in 1  :  200,000 geological maps as glaciofluvial plains (Juškevičs, 2000b). Hypsometrically highest situated glacioaquatic sediments are in Kleķeri settlement surroundings  – from 215 to 230 m, even 250 m a.s.l. and are distributed sporadically. Modern surface morphology near Krustakrogs settlement lowers in nortwestern direction. Glacioaquatic plains are made of silt and fine sand. In hypsometrically lower levels 220 m a.s.l., plains with glacioaquatic sediments are located in Bajāri area. North from Bajāri in hypsometrically similar height in wide territory (further Kleķeri glacial lake), during geological mapping (Juškevičs, 2000b) there were found silt deposits. Surfaces of both plains mentioned above fall to southwestern direction. Glaciolacustrine sediments of Bajāri, Krustakrogs nd Kleķeri surroundings hypsometric height of those, surface-lowering direction are representing facial features in various parts of glacial lakes. Silt was deposited in hydrodynamically tranquil environment, but fine sand – more active circumstances near glacial lake shoreline or nearby meltwater flow.

Slightly more complex situation is in Upper Raunis glacial lake area near Gāršas farmhouse. Glaciolacustrine sediments here (silt and fine sand with silt) are found 200 m to 224 m a.s.l. In hypsometrically higher parts of this territory, according geological maps (Juškevičs, 2000b), glacigenic sediments are drawn. However, field results gained near Gāršas farmhouse (25°31’19,219”E 57°12’20,675”N) does not approve this. Outcrop close to Gāršas site on the bank of pond shows glacigenic deposits 2–2.5 m deep from surface. Silt is covered by bluish-grey clay.

Several probing in the River Raunis upriver part did not approve the distribution of glaciofluvial deposits. Results revealed that silt and fine sand with silt sediments, as well as clay is dominating areas previously drawn in geological maps as glaciofluvial deposit covered areas (Juškevičs, 2000b). Upper Raunis glacial lake area has glaciolacustrine sediments 170 to 188 m a.s.l. Modern relief lowers in northwards direction. Modern relief dissection tells us that drainage of glacial lake fulfilled through the River Raunis valley in direction to the River Dzirnupīte, from which it flowed further southwest to the River Vaive valley.

Rauna upper and middle part palaeolakesIn Middle and Upper Rauna regions hypsometrically highest 210–220 m a.s.l.

are Maile glacial lake sediments (Fig. 4). In northern part, those are bordering with Kalna Pīkaiņi plateau-like hills. During geological mapping (Juškevičs, Skrebels, 2002) in Maile glacial lake sediments are interpreted as glaciofluvial, however, field studies revealed that several tens of centimeters of silt, underlayed by fine and middle coarse sand are distributed.

73

Ceplis glacial lake sediments are located 190 m a.s.l. in northern part up to 219 m a.s.l. in its southern part, and, according Āboltiņš et al., 1975, these are contacting with Linkuva phase marginal ridges. Glaciolacustrine plain left by glacial lake is dissected by later erosion, and this dissection is thought to be formed during the drainage of the palaeolake. Modern surface north from Ceplis palaeolake have pronounced dissection. Small depression between River Rauna and River Līčupe valleys 150–155 m a.s.l. is made of Grota glacial lake sediments (Fig. 4) – silt and sandy silt. Possibly, distribution of these deposits are much wider and are on the left side of the River Līčupe river.

Figure 4. Location of the palaeolakes and field study sites in the middle and upper rauna district. Legend: genetic types and suspected age of the Quaternary deposits: 1 – lacustrine deposits (lQ4); 2 – mire deposits (bQ4); 3 – postglacial alluvial deposits (aQ4); 4 – late glacial alluvial deposits of river terraces (aQ3); 5 – glaciofluvial deposits

(fQ3); 6 – glaciolacustrine deposits (glQ3); 7 – reinterpreted areas of glacial lakes; in field observations recognized sediments: 8 – mire deposits (bQ4); 9 – postglacial alluvial

deposits (aQ4); 10 – glaciofluvial deposits (fQ3); 11 – glaciofluvial-glaciolacustrine deposits (fQ3–glQ3); 12 – deltaic deposits (gldQ3); 13 – glaciolacustrine deposits (glQ3); 14 – glaciogenic deposits (gQ3); 15 – settlements; 16 – Linkuva phase ice-marginal zone; 17 – Gulbene phase ice-marginal zone; 18 – the highest shorelines of the Middle Rauna

glacial lake (Krievāns et al., 2014b); 19 – drainage direction; 20 – location of cross-profiles; 21 – rivers. DTM derived from SRTM.

74

In Middle Rauna depression in the section between Vieķi settlement and the River Rauna near Rauna–Mūrmuižas road, in relief four Middle Rauna palaeolake shorelines can be traced (Krievāns et al., 2014b), whose height is respectively 112, 104, 80 and 76 m a.s.l. (Fig. 4). On the right bank of the River Rauna valley the modern relief is at much lower height on left bank and does not exceeds 90 m a.s.l. Must be mentioned, that right bank of the River Rauna valley contains two shorelines of glacial lake that can be traced at 70 and 80 m a.s.l.

Middle Rauna glacial lake was formed on the side edge of the glacier. It is witnessed by height differences of palaeoshorelines on the northern and southern sides. Its drainage to the south was blocked by proximal to the glacier margin Mežole Hilly Area northern slope. By the margin of a retreating glacier, Middle Rauna glacial lake level was lowering and lower shorelines were developed. Levels as 80 and 76, as well as 70–71 m a.s.l. can be traced on both sides of the River Rauna valley. According geological mapping materials (Zīverts, Arkharova, 1981) silt sporadically is distributed in areas approximately 88 m a.s.l. These materials (ibid.) tell, that the River Rauna right bank is made of the silt around 75 m a.s.l. Field study of this thesis revealed, that lowest glacial lake level upper the River Raunis inlet to depression of Rauna is 62 m a.s.l. Lowest terraces at 52 to 57 m are fragments of terraces of the River Rauna.

Silva, Rauza and Silaknīste region palaeolakesField studies have shown that in the area southeast of Smiltene, located on

the northeastern slopes of the Vidzeme Upland, glaciofluvial plains and kames are characterized by dissection that morphologically is similar to erosion and glaciokarst terrains. Within this area by morphology and mainly according meltwater sediment textures and structures three glaciolacustrine sediment sub-areas can be distinct. The southernmost glacial lake is Silaknīste palaeolake.

Modern surface is lowering in southeastern and eastern direction, glaciolacustrine sediments can be found from 163 m a.s.l. in southeast up to 186 m a.s.l. at northwest. Silaknīste palaeolake surroundings mainly are made of silty sand, fine sand, or fine to middle coarse sand. In Rauza glacial lake area silty sand and fine to middle coarse sand dominates. Finer sediments are located 136 m a.s.l. at Rauza glacial lake northwestern part up to 206 m a.s.l. in southwestern. Hypsometrically higher parts of modern relief is highly dissected. Rauza quarry and its adjacent areas can be considered as the burried relief made of glaciofluvial and glacigenic sediments deposited near to ice marginal part. When ice sheet retreated, in hydrodynamically more tranquil environment fine sediments dominated and covered older deposits nearby. It is thought that Rauza quarry is located near highest part of the recessive moraine ridge, but lower parti s covered by glaciolacustrine sediments.

Hypsometrically lower, there is Silva glacial lake area. Glaciolacustrine sediments there are from 102 m a.s.l. in the northern part of glacial lake up to

75

172 m a.s.l. in south. Modern surface is lowering north- and northeastwards. Upper part of Quaternary deposits in Silva surroundings is made of fine sand with silt and middle coarse sand.

4.2. The Weichselian late-glacial terraces and their underlying sediments of the Lower gauja Spillvay

Gauja spillway valley Vamiera–Murjāņi section according to Āboltiņš (1971) with its terraces represent the Sigulda terrace spectrum. Four lower terraces are best preserved; those are formed during Late Weichselian deglacial and holocene (Āboltiņš et al., 2011). Until now there is the opinion about alluvial genesis of these Gauja terraces (Ābolkalns et al., 1960; Āboltiņš, 1971). Formation of the River Gauja spillway began after ice retreat from marginal zone of the North Lithuania phase at least about 15.2 cal. kyr B.P. (Āboltiņš et al., 2011).

Large 1 : 50,000 and average 1 : 200,000 scale geological mapping work gained evidence about glacioaquatic sediments and their distribution in River Rauna, River Amata, River Līgatne and River Skaļupe valleys and these were classified as glaciofluvial (fluvioglacial – after that time terminology) deposits (Straume et al., 1981b). River Gauja flooding has opened new unstudied outcrops during last years and that allows to perform the River Gauja spillway valley studies on III and lower terraces. As can be seen in further Sub-chapters of this paper, latest research results help to re-evaluate earlier genetic interpretations. The latest results based on lithofacial analysis of Valmiera and River Grīviņupīte valley inlets show glaciolacustrine origin of the River Gauja valley III terrace. This type of evidence has been explored in outcrops of Steep Banks, Dukuļi, Līči and Leči.

Līči section First investigations near “Līči” sanatorium on terraces and plant remains

were performed in 60-ties of the 20th century (Ābolkalns et al., 1960). Geological drilling 400 m south from main building and 100 m southeast from sanatorium residential block, plant remains have been found 38.5 m a.s.l. (Ābolkalns et al., 1960). Plant remains were found in sections 2.91 m to 3.16  m and 3.47 m to 4.35 m deep from surface. Dating of macroscopic plant remains was performed and results tell that Gauja III terrace sediments are 10535±250 (Ri-33) and 10282±250 (Ri33A) 14C BP (Stelle et al., 1975a, c).

Obtained geological cross-section consisted of fine-grained sand with silt and silt admixture. Highly scattered macroscopic plant remains were found in almost all boreholes in depth from 3.19 m to 4.19 m and from 6.93 m to 7.21 m from the ground surface, or 35.39–34.39 m and 30.92–30.64 m a.s.l. From boreholes, resulting plant macroscopic remains were not in sufficient quantity to determine age using AMS 14C method. Sampling theoretically is possible up

76

to 7–8 m depth however; water level apperas already 5 m deep, thereby plant remains are in saturated zone and can be polluted with younger radioactive carbon.

Dukuļi outcrop The outcrop is located on the scarp of Terrace III, near the Dukuļi farmhouse.

It stretches along the right cutbank of the River Gauja, 4.1 m above the lower mean river water level at this site and 33.4 m a.s.l. The lithological composition of the exposed sequence exhibits numerous characteristics that point towards the glaciolacustrine origin of the sediments. The thickness of these sediments reaches up to 4.5 m. The lower part of the sequence consists of fine-grained sand interbedded with silt, with an admixture of clay (Fig. 5). In the lower part of the outcrop, there are a couple of supraglacial till lenses cased in stratified material. The topmost part of the section consists of silt and fine-grained sand with weakly expressed ripple cross-laminae.

The lithological composition, textures and facies analysis of the sediment units provide evidence that they accumulated in a basin, probably in a glaciolacustrine environment, rather than being of alluvial origin, as interpreted in previous studies (Ābolkalns et al., 1960; Āboltiņš, 1971). The sediment depositional environment was interpreted as an oxbow lake and floodplain members (Ābolkalns et al., 1960; Āboltiņš 1971). The latest studies of the outcrop, exposing the internal structure of the riser of Terrace III on the right bank of the river north of the Dukuļi farmhouse, testify to sediment deposition in a palaeobasin in contact with dead ice. Such an interpretation is also supported by evidence of supraglacial diamicton lenses in the lower part of the outcropping section (Fig. 5). Only the upper part of the outcrop indicates an alluvial or alluvial-lacustrine sediment accumulation environment, which came about because of drainage from a meltwater basin.

After palaeobasin leaking, incision and erosion terrace formation started in the River Gauja valley. Therefore, this sedimentary sequence has been distinguished from the formation of Terrace III. According to geological and geomorphological evidence (Āboltiņš 1971), incision occurred at this time and the riverbed gradually narrowed.

Leči outcropLeči outcrop (25°23’45,406”E 57°26’18,072”N ) is on right side of the River

Gauja, 1.5 km north from Sietiņiezis rock and 150 m northwest from Leči farmhouse. River Gauja valley III terraces deposits outcrop there. The upper edge of the outcrop is 38.95 m a.s.l. It is 150 m wide and rises 7–9 m over the rivers level. The lower part of section is made of rippled fine sand interlayed with middle coarse sand. Up to 2.5 m height from basement of outcrop the rippling is changed with massive fine sand with accumulated cros-laminated middle coarse

77

sand on it. In the middle part of an outcrop wave rippling is seen in fine sand layers. From the basement of an outcrop upwards, fine sand is changed by fine sand with lenses of silt and clay. 1.5 m from the upper edge downwards greyish-brown clay with silt is accumulated. Structures and texture of sediments witness that at the beginning deposits of Leči outcrop possibly accumulated in wide branched profile or transitional basin. Gradually water became shallower, what is evidenced by rising rippling features. Massive cross-laminated sand reveals that later basin became deeper again; also, it is proven with rippled structures. Silty and clayey deposits accumulated in basin represent the middle and upper parts of an outcrop.

Figure 5. Lithological composition (A) and sedimentary log (B) at the dukuļi farmhouse on the terrace iii of the right bank of the river gauja. Legend:

GD – diamictic gravel; Sl – low-angle cross-bedded sand; Sm – massive sand; Sh – horizontally bedded sand; St – trough cross-bedded sand; Fh – parallel laminated silt;

dashed line shows contour of supraglacial till lenses; black dot shows OSL sampling site.

78

Steep Banks outcropThe outcropping scarps known as the Steep Banks (25°26’41,6”E

57°32’27,996”N) constitute one of the best-known geological monuments of Latvia. These scarps open out along the right cutbank of the River Gauja, 1 km downstream of the embouchure of the River Abuls, and almost 250 m downstream of the Daliņi farmhouse, in the territory of Valmiera town.

Due to erosion by the River Gauja in springs, the Steep Banks consist of a 280-m-long series of fresh exposures (Fig. 4.2). The height of the scarps varies between 10 and 15 m, and the width of some sections can be up to 80 m. Detailed study of the sediments forming the Steep Banks was carried out in the cutbank of the river meander in a 13.3 m high outcrop (Fig. 4.3), the upper head of which is located 43.1 m a.s.l. The lowermost part of the outcrop is occasionally covered by talus a few meters (up to 4 m) thick. The Steep Banks have been known for long time and are considered as providing one of the most complete records of Terrace III of the River Gauja (Āboltiņš, 1969, 1971).

Based on the results of composition, structure and rhythmic changes of the lithofacies, the upper 7.25 m of the scarp can be divided into 44 sedimentation rhythms. According to their characteristics, these rhythms can be grouped into four facies associations. In the part of the section under consideration, the typical sedimentation rhythm starts with partial or thorough washing-away of the upper part of the underlying rhythm. Thus, the lower part of the rhythm is formed by horizontally layered fine-grained clay and silty sand with a silt admixture. The horizontal structures possibly do not indicate slow water flow, but actually provide evidence of relatively rapid flow, which forms in the upper flow regime of a watercourse. In the upper flow regime resistance to flow is small and sediment transport is high. Planar lamination forms when the flow is strong enough that the beds flatten out. The momentum of the transported grains and fluid is high enough that they tend to move horizontally, eroding any irregularities in the bed. In the rhythms, the granulometric composition decreases upwards and current ripples appear; at the end of the rhythm, the ripples are covered with silt or a silty clay lamina. In the middle part of the section water, current climbing ripples turn into sinusoidal ripples, which are capped by silty clay lamina a few millimeters thick. The next rhythm starts with partial washing-away of the previous layer and ripples. According to the lithological composition in the upper 2.05 m of the outcrop two associations of facies can be distinguished, overlain by a massive sand layer.

4.3. The river miegupe valley

The River Miegupe drainage basin is located in Northern Vidzeme lowland. The River Miegupe itself is left bank tributary of the River Gauja that occupies the proglacial spillway valley. The River Miegupe crosses the Trikata drumlin

79

area. It starts north of the Starti village, in Priekuļi district. In a way it is crossing Trikāta Rise to Strenči Plain, where it flows into the River Gauja – total lenght is 20.5 km, basin reaches 84 km2 (Zīverts, 1995). The profile is enough steep  – 1.8 m×km-1. Nevertheless, the steepness developed during early stages of formation, River Miegupe in section from Mūrmuiža millpond to inlet in the River Gauja have interesting morphological features. Glaciolacustrine sediments dominante on the right bank, however, not found during 1  :  50,000 and 1 : 200,000 geological mapping expeditions (Zīverts, 1981; Juškevičs, 2000b). In addition, reworked macroscopic remains of plants have not been found earlier, it made to change notions about the River Miegupe valley formation during Linkuva phase deglaciation of the Burtnieki ice lobe.

Results allow dividing four sections of the River Miegupe valley: outlet  – Klētnieki, Klētnieki  – Vecpavāri, Vecpavāri  – Grūžupe inlet, Grūžupe inlet  – Miegupe inlet to the River Gauja. Such morphological criteria were used in this classification: depth of river valley, width, and longitudinal profile changes and terraces distribution.

From the outlet to Mūrmuiža River Miegupe has almost no expressed valley, it is regulated ameliorated ditch, for Miegupe mire. All the way till Klētnieki settlement River Miegupe valley is oriented to the northwest and contains no terraces. Next section from Klētnieki to Vecpavāri river valley is oriented westwards; also in this section, there are no expressed terraces. At the end of this section, there is a change in longitudinal profile; valley is shallow and weakly exposed in relief. Only in next section Vecpavāri – Grūžupe inlet from Mūrmuiža downwards the valley is well expressed and its depth from several meters to 7–10 m and achieve V type. Last section is River Grūžupe inlet in the River Miegupe to inlet in the River Gauja of the River Miegupe. Here valley becomes morphologically well expressed and is oriented to southwest. In this direction gradually increases the depth of valley, and at Sapa mill it reaches 20  m. Several small longitudinal profile bending and steepness increases are closely related to the River Miegupe inflowing tributaries.

In valley section from Šķesteri to River Miegupe inlet in the River Gauja two terraces can be traced and relatve height of these increases homogenously downwards the stream direction. II terrace is 4–5 m high, but downwards it increases to 5–6 m. I terrace in upper river part is 3–4 m high, but downwards it increases up to 4–5 m. This terrace lapses where River Miegupe joins the River Gauja valley. Down the Cēsu – Valmiera road it is possible to trace 550 m long local terrace which is 3–3.5 m high over the river, the floodplain is well expressed and 5–12 m wide.

In section, which starts from the River Bēkurupīte to inlet in the River Gauja, there can be traced high floodplain with the height of 1.5 m. On the right cutbank of the River Miegupe 700 m up the Cēsu – Valmiera under the bridge glaciolacustrine sediments were detected in the II terrace scarp. These

80

are formed of fine and middle coarse sand, silt and interlayed silty and clay. Glaciolacustrine sediments reach 3 m thickness. Bottom part of the outcrop contains 0.6 m thick layer with macroscopic and microscopic remains of plants. Aija Ceriņa (pers. communic.) performed carpological analysis, results revealed that nevertheless remains are sporadic, Dryas octopetala and a pair of Salix polaris nd Salix herbacea leaves were found, as well as Carex and Betula nana nuts. Aquatic plant seeds were not found, what tells, that mentioned remains were transported from the coastal zone or by streams.

4.4. The river raunis valley

River Vaive and River Raunis valleys are one of the most complicated drainage system in Latvia. During end of the Late Weichselian deglacial as it is seemed from the investigation (Krievāns, 2011) this valley system were completely different than it is nowadays. River Raunis is left tributary of the River Rauna. It is outflowing from Vidzeme Upland Mežole Hilly Area. It begins from the Raunaisis Lake and crosses oriented relief of hilly ridges and palaeolake plains between Lejas Ķēsi and Vengeri farmhouses. Upper part of the River Raunis is ameliorated and is a ditch, further in Veselava village River Raunis valley crosses the River Dzirnupe depression and Veselava end moraine ridge, ending in Trikāta Rise (Fig. 6). Down the Veselavas end moraine the river flows down the plain of the remnant lake whose main dissection of 15 m is linked with incision of the River Raunis with its tributaries. The length of the river is 28 km, longitudinal profile 5.1 m×km-1. Thereby the River Raunis is one of fastest rivers in Latvia. Especially steep the profile is when River Raunis flows down the northern slope of the Vidzeme Upland through deeply cut valley. On the right side of the River Raunis between old and new Cēsu – Madona roads there is protected geological and geomorphological site “Raunis layers”, which are researched already for 50 years.

River Raunis valley right bank palaeolake research (Fig. 5) were extremely important to reconstruct the development of the valley system. Most appropriate to maximum level of the palaeolake shoreline was fixed on 110 m a.s.l. Results show that palaeobasin sediments and associated fluvial, peat and possibly colluvial, proluvial deposits are distributed in wider area than was previously thought. Studies described in earlier publications where was mentioned that (Savvaitovs, Straume, 1963) Raunis layers are covered with 0.35 m (ibid.) thick till sediments, did not approved in field works and test pits during this research. Palaeolake sediments are distributed in a relatively wide area in the River Raunis valley and on the left bank reach 110 m level a.s.l. There is a high probability that these deposits also are Raunis palaeolake sediments as these have topographically same level, however so far it is not known exact age of these Raunis palaeolake sediments on the other side of the valley. Five distinct of the River Raunis sections

81

were outlined (Fig. 6)  – upper–Vengeri, Vengeri–Birznieki/Plūči, Birznieki/Plūči–Cielaviņas, Cielaviņas–Staļļi, Staļļi–inlet in the River Rauna. Upper river part during geological mapping (Zīverts, Arharova, 1981; Juškevičs, 2000b) determined glaciofluvial deposits, however author’s performed research reveals that these are of glaciolacustrine origin. In section outflow – Vengeri, from the River Raunis outflow to Skapsnas farmhouse only floodplain was traced. From Skapsnas to Vengeri farmhouse on both sides of the coast there can be traced fragments of terraces of two levels and narrow floodplain. Longitudinal profile from the outflow to Lejas Ķēsas farmhouse is as much as 2.5 m km-1. In 700 m long section of the River Raunis up from Lejas Ķēsi it reaches even 6.6 m×km-1. Further from Lejas Ķēsas to Vengeri steepness diminishes to 2.2 m×km-1, the river is very straight, further to Skapsnas farmhouse the profile of the River Raunis is completely ameliorated. Down the river to Vengeri farmhouse valley depth increases to 10 m and becomes 150 m wide.

From Vengeri to Grāvji farmhouses, two fragments of terraces are found in the River Raunis valley, which can be traced on both banks. Longitudinal profile steepness increases up to 4.3 m km-1. The longitudinal profile line homogenizes and valley depth increases to 10–15 m.

Different situation is between Grāvji and Birznieki and Plūči farmhouses (Fig. 6), where rapid increase of profile steepness appears – 11 m×km-1. In this section between River Dzirnupīte inlet and Grāvji farmhouse, the steepness reaches maximal in a whole valley – 12 m×km-1. It reminds spillway valley. The floodplain is very narrow, only fragments of one terrace can be found. In this section, River Raunis crosses Veselava end moraine ridge, River Dzirnupīte and River Vaive depression, which divides the ridge from Mežole Hilly Area with its oriented hilly ridges relief. The depth of valley to Birznieki/Plūči farmhouses reach 30–35 m. In sections between Birznieki and Plūči farmhouses and Dankas and from Dankas to inlet in the River Rauna (Fig. 6), fragments of terraces of two levels are found. Both terraces are practically of the same height above the modern river level. Two mutually almost parallel floodplain levels corresponding to low and high water times are present there.

4.5. The rivers Kazu and Bušleja valley systems

The Kazu valley is about 3.6 m long and 0.3–8 m wide, and in the middle part, its depth reaches 35–42 m. It crosses the watershed between the valleys of the rivers Vaive and Gauja. North-west of the Riga–Valka railway embankment the valley ramifies, forming a second, more elevated branch – Bušleja (Āboltiņš, 1998). The River Kazu valley is confined to an ancient U-shaped buried valley, which is incised into Middle and Upper Devonian rocks. The bedrock surface alongside the valley is 110 m a.s.l., but at the bottom of the valley it varies from 70 m a.s.l. in the middle course up to 50 m a.s.l. in the direction of

82

both ends. In the lowest part of the Triečupīte valley the bedrock is covered by Upper Pleistocene till. According to Juškevičs (2000) and Āboltiņš (1998), this indicates formation of the valley in proglacial conditions during at least part of the last Fennoscandian Ice Sheet transgression. The development of the present valley and transformation of the glacial relief in the adjoining area began with the retreat of the Burtnieks ice lobe from the marginal formations of the North

Figure 6. Location of longitudinal profile sections of the river raunis. Legend: a – riverhead–Vengeri; b – Vengeri–Birznieki/Plūči, c – Birznieki/Plūči–Cielaviņas,

d – Cielaviņas–Staļļi; e – Staļļi–the River Raunis mouth; 1 – Mežole Hilly Area; 2 – Dzirnupe – Upper Vaive meltwater drainage valley; 3 – Veselava end moraine;

4 – palaeolakes – R – Raunis; M – Mīlīši; black square – C14 sampling sites from 1963 to 1975; white square – C14 sampling site in 2008 and 2010; black dots – outcrops with interlayers of plant remains. Digital elevation model is derived from topographic maps

of scale 1 : 10,000.

83

Lithuanian (Linkuva) glacial phase. It can be correlated comparatively with the development of the valleys of the rivers Gauja, Rauna and Vaive as well as local meltwater basins during the Late Glacial. Alongside the slopes and within the Kazu valley Holocene peat and alluvial sediments have accumulated (Āboltiņš, 1995).

According to the field and geospatial data, the River Triečupīte valley can be divided into three morphologically distinct parts – the northwestern extension, the middle part and the southeastern extension. In the SE extension two glaciolacustrine terraces of the Kārkliņi glacial lake were traceable at levels of 74 and 77 m a.s.l., and the highest glaciolacustrine terrace was detected at 87 m a.s.l. The terraces are composed of fine-grained and medium-grained sand. The thickness of glaciolacustrine sediments varies from some tens of centimeters to a few metres. In the NW extension, three terraces can be traced, at 72, 66 and 62 m a.s.l. The two highest are considered to be of erosional origin. In separate boreholes, basin sediments have been detected at 65 m a.s.l. The middle part of the Kazu valley is non-terraced, with a U-shaped cross-section. Its slopes are very steep, in some places reaching the critical angle of repose.

84

5. diSCuSSion

Results prove that during Late Glacial end phases periglacial lakes had much wider distribution in transitional zone between Vidzeme Upland and glacial lowlands than it was thought before. Most of areas drawn in geological and geomorphological maps (Straume et al., 1981b: Juškevičs, 2000a) as plains covered with glacofluvial deposits, actually contain glacioaquatic sediments and can be interpreted as glaciolacustrine and glaciofluvial-glaciolacustrine formations (Krievāns, Zelčs, 2015). It significantly changes notions on drainage system development in the Lower Gauja Spillway Valley and its adjoining areas. Results show that most tributaries of first and several second order of the River Gauja left coast that mostly are coming from Vidzeme Upland down to the North Vidzeme Lowland – have developed due to drainage of remnant lakes. However, River Gauja right side tributaries were formed when glacial meltwaters flowed from ice margin or long the edge of the ice masses to hipsometrically lower ice-dammed lakes and River Gauja Spillway Valley.

5.1. Spatio-temporal changes in formation of the glacial and remnant lakes in response to position of the ice-marginal formations

Until now it was believed that in Vidzeme Upland glaciolacustrine and gla-ciofluvial plains are not so frequently distributed (Āboltiņš et al., 1975; Meirons et al., 1976). Periglacial basins and their deposits prove that glaciolacustrine plains occupy mostly depressions of relief. Comparably to glacial lowland regions, the-se sediments have been accumulated in a relatively small, but highly dissected isolated depressions. In uplands, these periglacial ice-dammed lakes had many bays and distinctly notched shoreline (Fig. 2 and 3). Palaeolake development was gradual and discharge to depressions and hollows in the ice is in more details described in Markots (2013) study. Āboltiņš and co-authors (Āboltiņš et al., 1975), as well as Meirons and co-authors (Meirons et al., 1976) insisted that glaciofluvial plains are mostly distributed in the central and peripheral parts of uplands. So far, the researchers did not look at the possibility that ice-dammed and remnant lake sediments are distributed in a substantially wider area with vast diversity. Nowadays, knowledge on meltwaters and water discharge outside the glaciers as well as formation of water bodies has grown significantly than in earlier years. Areas, which in earlier studies have been interpreted as glacioflu-vial plains, kame-sandur relief or sandurs (outwash plain) based on the results of this study, can be reinterpreted as periglacial and remnant lake distribution zones (see. 4.1. Sub-chapter).

85

The oldest and hypsometrically highest periglacial lakes began to take shape during recession of glacier, probably after Kaldabruņa phase marginal forms de-veloped, but definitely after Gulbenes phase. During this time, Vidzeme Upland rid of active ice sheet and depressions were filled with dead-ice masses (Zelčs et al., 2011). Similarly, in accumulative glaciostructural uplands finished forma-tion of plateau-like-hills (Markots, 2013). Thus, based on the above studies  – Krustakrogs and Kleķeri periglacial lake formation started before Gulbenes phase. Only when the edge of the glacier retreated to Gulbene marginal form line, could appear Jaunlubas, Augšrauņa and Mailes periglacial lakes. Kleķeri and Krustakrogs lake drainage could initially take place to the south, towards the central part of Vidzeme Upland, where the glacier calmed down earlier and Upper Gauja depression is located. Krustakrogs and surrounding area were only that were interpreted as glaciolacustrine plain in earlier publications (Āboltiņš et al., 1975; Meirons et al., 1976; Straume et al., 1981). Gāršas neighborhood with its widespread sandy sediment fields were interpreted as glaciofluvial areas – for-ming an oval shaped glaciofluvial plains (ibid.). This interpretation not coincides with the latest research results. It is also necessary to revise the classification on Upper Raunis surrounding areas with formerly outlined glaciofluvial plains (Meirons et al., 1976) or outwash plains (Straume et al., 1981). This is evidenced with identified glaciolacustrine sediments, as well as plain configuration and the ground surface topography, and reconstructed position of contact with the edge of the glacier. General views on the formation of outwash plains (Benn, Evans, 2010) indicate that these are formed by meltwater discharge to distal direction from the edge of the glacier, forming flat or undulating plains with glaciofluvial sediment surface fall away from the edge of the glacier. This is in stark contrast to the situation what is found in this area (see 4.1. Sub-chapter).

Dzirkaļi and Jaunlubas surroundings with glacial lake deposits (Krievāns, Zelčs, 2015) according interpretation by Āboltiņš and co-authors (Āboltiņš et al., 1975) were between Zemgale ice lobe and retreating Amata ice tongue. Because various glaciodynamic activity in contact zone faulting of ice intensified and marginal relief formed (Āboltiņš et al., 1975). During Gulbene phase after retreat of Zemgale ice lobe from western part of Vidzeme Upland  – marginal relief started to form near Ķeipene and westerly from Nītaure. The ice-free area significantly extended in northern and eastern parts of Vidzeme Upland as well as in Smiltene surroundings started to form marginal relief and corner hilly-massifs (Āboltiņš et al., 1975; Meirons et al., 1976). Jaunlubas ice-marginal lake is situated to the southwest from marginal relief forms and westwards from hummocky moraines and plateau-like hills. When area became ice free, small ice-marginal lakes formed, the proof is fine and undeformed deposits in this zone. Dzirkaļi surroundings in its hypsometrically highest part contains undeveloped dune relief (see 4.1. Sub-chapter), thereby older interpretations

86

on modern relief dissection and development should be carefully analyzed and critically reviewed.

Wider development of ice-marginal and remnant lake basins started after ice recession from Gulbene phase marginal formations and stabilization during Linkuva phase. With the development of Suda and Līgatne ice-marginal lakes in territories of Dzirkaļi and Jaunlubas palaeolake drainage has started. This drainage developed through River Līgatne valley to hypsometrically lower situated ice-dammed lake near Liepene, Vecsinepes and Suda. During earlier studies (Meirons et al., 1976; Straume, 1981a) these plains with its glacioaquatic sediments were interpreted as only glaciofluvial.

Range of authors (Ashley, 2002; Benn, Evans, 2010) pinpoint that sediment deposition in periglacial lakes does not limit only with fine sand and silt. If the glacial lake borders with ice edge, streams can bring in also coarser material, thereby near periglacial lakes deltaic and glaciofluvial cones can be formed as well. Most likely, that Suda, Liepene and Vecsinepes surrounding areas are interpreted as glaciofluvial plains, because lacks recognition of their structure and the probability of the deltaic and cone existence were not considered. Similar to the above-mentioned conditions also are in More neighborhood, where under the glaciolacustrine sediments delta sediments embed. Leaking of Jaunlubas and Dzirkaļi remnant lakes began to form the River Līgatne valley, which ranks among the spillway valleys. When edge of the glacier retreated until Gulbenes edge formation zone, remnant lake drained to ice-marginal lake in Skapsnas neighborhood. Continuing deglaciation during Linkuva phase, Upper Raunis palaeolake began to drain by River Rauna to the River Dzirnupīte depression.

Remnant lakes were determined in Ieriķi surroundings during geological mapping north of the delta Ieriķi. Near River Gauja glaciofluvial plains with some kames were reported (Straume et al., 1981b). Lack conclusive data on origin of sediments on both banks of the River Amata middle reaches. Studies in the River Amata upstream in Rāmuļi neighborhood has shown glaciolacustrine sediments spread near River Amata right bank in contiguous territories. It is not excluded that the Middle Amata glacioaquatic sediments are dissected same as in case with Upper Rauna adjacent areas where palaeolake was distributed. River Amata inflow into the small meltwater basin is also committed by Āboltiņš (1971). He (ibid.) points out that, while meltwater were drained by the River Amata valley and flowed into the small basin; kames continued to form in the River Amata valley. In Melturi neighborhood earlier field studies evidenced the spread of the palaeolakes, kames and glaciofluvial plains (Straume et al., 1981). Most likely those kames in neighborhood of the River Amata valley reflect meltwater flowing from upstream river into periglacial lake. When ice retreated to the north, Ieriķi and Melturi meltwater lakes drained through River Amata and River Kumada valleys into Līgatne ice-dammed lake.

87

Āboltiņš (1971) considers, that during glacier retreat from Linkuva formations in region from Turaida to the River Brasla valley, glaciofluvial plain started to form on the right side of the River Gauja, but on the left  – Sigulda (Līgatne) local ice-dammed lake with the level 100 m a.s.l. (Āboltiņš, 1971; Straume, 1978, 1979). However, during field studies between Nurmiži and Ratnieki, there were found that highest shoreline of this ice-dammed lake can be drawn 111–112 m a.s.l. Āboltiņš (1971) thinks, that in region from the River Brasla inlet in the River Gauja to Lower Amata, there were field with the dead-ice, and, in surroundings of Silciems local meltwater basin appeared, to which Sigulda (Līgatne) ice-dammed lake started to drain down. According Āboltiņš (1971) and Straume (1978, 1979), Sigulda ice-dammed lake existed shortly, afterwards simultaneously with Smiltene ice-dammed lake these drained down via Gauja to Silciems basin (Āboltiņš, 1971; Straume, 1978, 1979). In 4.1. Sub-chapter there are described results on measurements on Līgatne ice-dammed lake and its hypsometrical position. Much wider distribution of glaciolacustrine sediments in hypsometrically higher levels can be linked to Sigulda ice-dammed lake as the part of much wider distributed Līgatne ice-dammed lake. It existed between Burtnieks and Zemgalian lobes during Linkuva deglaciation phase, on the right bank of the River Gauja Spillway Valley there were zone between lobes, where Līgatne ice-dammed lake existed (Krievāns et al., 2014a).

Sandy sediments on the right bank of the River Gauja near River Brasla inlet have been interpreted as glaciofluvial plain (Meirons et al., 1976), and outwash plain, which is bordering with kame ridges in the north (Straume et al., 1981a). However, geological mapping in scale 1 : 50,000 materials (Straume et al., 1981b) in Lower Brasla valley were found glaciolacustrine sediments, which in north are bordering with glaciofluvial sediments. These deposits compose plain of former ice-dammed lake, furthered by plain with glaciofluvial sediments. Glacioaquatic sedimentation environment at Brasla quarry evidences that these are formed in proglacial delta. Thereby proglacial lake existence is proven, most likely it was continuation of Līgatne local ice-dammed lake on right side of the River Gauja.

When ice sheet margin retreated from Gulbene phase ice-marginal zone to Linkuva phase marginal areas, in the River Rauna surroundings Grota and Ceplis ice-marginal lakes formed. At this time, when Middle Gauja lobe retreated, Silva, Rauza and Silaknīste glacial lakes developed as well. While territory gradually became ice free, ice-marginal lake levels also felt down. Nartišs (2014) modelled 125 m a.s.l. Middle Gauja ice-dammed lake shoreline and it shows that Middle Gauja ice-dammed lake could exist among Variņi, Palsmane and Smiltene. He suggests (ibid.) that in south direction from Rudbārži settlement there was passive or even dead-ice, which blocked the formation of one common ice-dammes lake along Velēna ridge western part. Existence of such bay is not excluded if to take in account high levels of Middle Gauja ice-dammed lake. Around Palsmane mentioned glaciofluvial sediments regarding

88

the geological mapping materials (Juškevičs, Skrebels, 2002) actually could form when drained Silaknīste remnant lakes through River Palsa valley and Rauza remnant lake via River Šepka and River Rauza valleys. Thereby hypsometric heights of glaciolacustrine sediments can be explained – 118–131 m a.s.l. near Māleja settlement, between River Kumeļupe and River Šepka valleys. Modelling results (Nartišs, 2014) show that Middle Gauja ice-dammed lake, when lowered to 111 m a.s.l., Māleja bay joined with Middle Gauja ice-dammed lake. At this time, taking in account Silaknīste remnant lake hypsometrical properties, most believable that it was already drained. There are no enough data supporting explanations, in order to correlate Rauza remnant lake drainage with specific levels of Middle Gauja ice-dammed lake. Silva remnant lake drainage continued after the ice margin retreat from the Linkuva phase ice-marginal zone.

While ice margin was retreating from maximal extension at Linkuva phase, Līgatne ice-dammed lake became larger and at the same time, the level felt down. During that time highest levels of Silciems ice-dammed lake were 92 and 83–82  m a.s.l., at the beginning those composed one common Līgatne ice-dammed lake. Silciems cliff on bedrock exposure is good pronounced in modern relief and it is not excluded that westwards of it there were retreating ice masses, not allowing to drain down the common ice-dammed lake. Silciems glacial lake lower levels 70, 63–62 and 57–56 a.s.l. are linked to its gradual drainage. Field studies (4.1. Sub-chapter) has shown that the Lower Gauja Spillway Valley left bank Sigulda terraces spectra with its highest fragmented ones as interpreted by Āboltiņš (1971) are not River Gauja highest terraces, but represent various glacial lake levels. Silciems delta levels most likely represent prograding delta. Detailed Silciems delta study so far have not been performed, therefore data linking deltaic levels with concrete ice-dammed lake levels are not possible.

During the beginning of formation of Silciems ice-dammed lake, after Āboltiņš (1971), River Rauna valley upper part started to form, appointed by the River Rauna 100 m a.s.l. terrace. Northwards from Rauna terrace ends up with the delta. Middle Rauna proglacial lake highest levels found out by field studies at 112 and 104 m a.s.l. pinpoints, that Middle Rauna proglacial lake have been higher than it was defined before, i.e., in fact is at the same height as Līgatne local ice-dammed lake. Highest shorelines in relief determined by the field study can be traced as erosional cliffs, but in base of them glaciolacustrine sediments are several tens of centimeters or are absent at all. Johansson(1993) suggests, that in several proglacial lakes glaciolacustrine sediments can lack deposition thereby levels of proglacial lakes can be found out as erosional cliffs or linked to spillway valleys and their development. Middle Rauna proglacial lake primary started to develop near lower River Cimziņa and River Ārupīte. Now there are no concrete data could affirm proglacial lake 112 and 104 m a.s.l. existence north from Jaunrauna. The glacier most likely covered this neighborhood at that time between Roze village and Smiltene. When the ice

89

masses retreated from Middle Rauna depression, extended also the area of proglacial lake what is affirmed by north from Jaunrauna traced 94 m a.s.l. shoreline. Besides, lower part of the River Raunis and right side of the River Vaive are of hypsometrically similar height for proglacial lake sediments. Most likely, that with these sediments are by Āboltiņš (1971) suggested 100 m a.s.l. River Rauna terrace. Deglaciation proceeded and developed Kārkliņi periglacial lake as a part of Middle Rauna periglacial lake. Research at theKazu valley and Bušleja valley (Krievāns et al., 2014b) proved, that Middle Rauna proglacial lake could drain to the River Gauja valley through Kazu valley and Bušleja valley to the Jāņmuiža palaeolake, which was separated from the Līgatne proglacial lake until Middle Rauna level lake reached 74 m a.s.l. Further drainage was possible only via River Rauna valley. As at lower part of the River Strīķupe are Jāņmuiža proeriglacial lake glaciolacustrine sediments at 68–74 m a.s.l., most likely that this lake was local ice-dammed one. While River Gauja valley got free from ice, there started Jāņmuiža lake drainage and River Strīķupe valley incision. During this time joint between Middle Rauna and Jāņmuiža proglacial lakes developed. Besides, from the River Grīviņupīte up to the River Bralava valley on left bank of the River Gauja at 63 to 67 m a.s.l. can be traced up to 1.5 km wide terrace composed of glaciofluvial sediments (Juškevičs et al., 2000b). In this section on right bank of the River Gauja valley these sediments are around 67 m a.s.l. and compose shallow, terrace type relief form, which in the north is bordering with small glaciolacustrine plain (Straume et al., 1981b). According Āboltiņš (1971) opinion, Strenči ice-dammed lake could drain via River Gauja valley only when its level was 58 m a.s.l., thereby mentioned above sediments cannot be linked with Strenči ice-dammed lake. Not excluded that between rivers Grīviņupīte and Braslava valleys on both banks of the River Gauja wide terrace-type forms are developed during retreat of ice margin from line Lode–Mārsnēni–Vāle. Most likely it shows part of Jāņmuiža proglacial lake which in south was joined with Middle Rauna remnant lake with its lowest levels.

Territory between Roze village and Blome became free from ice when Middle Gauja periglacial lake level lowered to 86 m a.s.l. In Jeberi surroundings formed meltwater discharge along edge of ice sheet to Middle Rauna periglacial lake – it is supported by section in Jeberi quarry. When glacier retreated to the northwest from Jeberi, periglacial lake formed in front of the glacier what is proven by sections in Jeberi and Lapsiņas quarries.

During Linkuva phase deglaciation when ice sheet retreated north from Smiltene, Brutuļi delta formed in the River Abuls valley and surroundings. Nartišs (2014) suggest that delta consists of four parts. The highest part is situated 80–84 m a.s.l., much wider delta can be found 75 m a.s.l., and lowest parts  – 70 and 67 m a.s.l. Highest parts of the delta most likely have been formed in ice-dammed lake to which via River Abuls valley was drained Silva remnant lake. Small periglacial lake near Brutuļi extended during deglaciation.

90

Nartišs (2014) performed study of Smiltene ice-dammed lake levels modelling shows that ice-dammed lake with its level 75 m a.s.l. was occupying wide part of the Seda plain. At this level Smiltene ice-dammed lake could be connected with Middle Rauna proglacial lake. When Smiltene ice-dammed lake lowered to 70 m a.s.l., the runoff via River Rauna valley (to Middle Rauna proglacial lake) was not possible anymore as the threshold appeared 70 to 72 m a.s.l. between rivers Lisa and Rauna valleys (Āboltiņš, 1971). This is also confirmed by modelling of levels for ice-dammed lakes (Nartišs, 2014). The main reason could be a discharge failure due to formation of the River Rauna delta 72–84 m a.s.l. that blocked connection between Smiltene ice-dammed lake and River Rauna valley (Āboltiņš, 1971).

According Āboltiņš (1971) suggestions River Rauna inlet in the River Gauja developed after dead-ice melting in lower reaches of the River Rauna. During that time River Gauja inflowed in Zemgale ice-dammed lake when its level was as low as 28–30 m a.s.l. and thus River Gauja V terrace formed. Between River Rauna mouth and Valmiera continued melting of the dead-ice. He suggested (ibid.) that during this time level of Smiltene ice-dammed lake was 58 m a.s.l. and the discharge could been developed via River Miegupe valley. Study results (Krievāns, Rečs, 2012) have proven that Smiltene ice-dammed lake through River Miegupe upper reaches could discharge only shortly as due to deglaciation discharge developed from ice masses to Smiltene ice-dammed lake. Only afterwards, when ice margin retreated to the River Grūžupe valley, discharge from Smiltene ice-dammed lake via River Miegupe valley could start to develop. Besides discharge could start to develop only when Smiltene ice-dammed lake level lowered to 60–62 m a.s.l., because with this level in Ješku gully relief threshold is situated. River Miegupe valley development is discussed in 5.2. Sub-chapter. River Miegupe delta level (52–55 m a.s.l.) according Āboltiņš (1971) is linked to the River Gauja V terrace, besides rapid streams of water have eroded the V terrace down to the level of IV terrace. After Āboltiņš (ibid.) suggestions Zemgale ice-dammed lake level dramatically lowered during end phases of Late Glacial and River Gauja incision intensified followed by Baltic Ice Lake transgression. During BglII stage erosion base of rivers rose, but in the River Gauja valley accumulation of deposits started and during Late Allerød Gauja III terrace developed. However, when Baltic Ice Lake regression started, during BglII phase erosion base lowered and begun repeated River Gauja cut and II terrace developed. According the structure of III terrace (4.2. Sub-chapter), in order the formation of it could start River Gauja level should lower almost to modern level already before BglII phase, consequently it would be followed by catastrophic depth erosion of the River Gauja. The river should cut in by depth erosion from the Valmiera to the inlet in the Riga Gulf, because River Gauja III terrace can be traced in all the lenght, which is filled with constrative type alluvium according Āboltiņš (1971) opinion. After depth erosion in this

91

case would be the raising of the erosion base what would result the deposition of sediments of III terrace. Modern notions of erosion base and its variability indicate that the large river valleys after a sharp fall in base erosion are not followed by direct depth incision along entire length, but initially are affected the lower parts of rivers, the river loses its sinuosity and increases speed of the current. In turn, if erosion base rises, lowers longitudinal profile steepness and current velocity, but increases sinuosity. Distance from the River Gauja inlet to Valmiera is too long for a short period when depth incision would develop which later would be filled with deposits (Schumm, 2007).

Research in rivers Gauja (Krievāns, 2014) and Miegupe valleys outcrops (4.3. Sub-chapter) has shown that Gauja III terrace deposits in Dukuļi outcrop (Fig. 5) are accumulated in ice-marginal lake. Thereby River Miegupe delta on left side of the River Gauja have accumulated in periglacial lake which had bordering contact with dead-ice masses (Krievāns, 2014). Hypsometrically sediments of Dukuļi section are at same level as fine grained and silty deposits in Līči section. Considering lithology of sediments, those at Dukuļi outcrop have accumulated in hydrodynamically tranquil environment, but those in Līči – in more active, possibly because of closeness of the River Miegupe inlet. It is not excluded that River Miegupe delta at the beginning formed in proglacial lake as continuation of glacial lake between rivers Grīviņupīte and Braslava valleys. When River Miegupe delta was forming, up the River Abula mouth there were already developed Strenči ice-dammed lake. Its drainage could disturbed by ice margin near River Gauja between Kaugurmuiža and Brenguļi. Āboltiņš (1971) pinpoints that near Valmiera no terraces at 57–58 m a.s.l. are traced, thereby it could mean that Smiltene ice-dammed lake did not drain at these levels of the River GaujaGauja. Additionally, Nartišs (2014) have found terraces of Strenči ice-dammed lake shorelines at levels 53 m only near Lugaži and Jērcēni primary school neighborhoods and southeast from Ķeiži. Nearby Valmiera town glacigenic relief is typical at this level. Near River Abuls mouth in the River Gauja, according Āboltiņš (1971), the IV river terrace is loacetd at 50.5–51.5 m a.s.l., but Nartišs (2014) measurements have shown 49.6–50.0  m  a.s.l. Most likely that it is not river terrace but shoreline of proglacial lake, as such level in the River Gaujas valley from Valmiera to the River Miegupe mouth have not been found but up from Valmiera it can be traced in several sections. Valmiera Steep Banks section shows changeable water flowing regime, possibly, it depicts Strenči proglacial lake drainage via Gauja valley. Content and structure of deposits do not clarify was it slow seeping stream in seasonally changeable river or ice-marginal lake with transitional streams, which by Ashley, 2002 classification are called as riverlakes.

92

5.2. genetical differences in formation of the valleys of the Lower gauja tributaries

Drainage network of glacial meltwaters is largely dependent of surface topography (Benn, Evans, 2010). According Eberhards (1972a, 1979a,b, 2013) spillway and proglacial lake tributary river valleys are dominating in Latvia. Spillway valleys have formed when meltwaters drained from one glacial lake to another located in hypsometrically lower level. When territories gradually got free from ice, firstly separate parts of river valleys formed linking lakes situated nearby each other. Only after full drainage of these lakes these sections of valleys joined with younger river channel in lake developed plains and finally joint river valley developed. It included various age meltwater channels, drainage valleys and valley parts (ibid). These sections vary according morphology and structure, therefore some parts of valleys can be terraced, but glaciolimnic plains have less terraces or coincides than floodplain type valleys. Morphology and development of those mainly are dictated of dissection and articulation of uplands, hilly ridges and lowlands, less importance is to erosion-accumulation of river itself. Terraced river valleys nowadays inherit meltwater drainage valleys or continuation of lower parts of them. Āboltiņš (1971) do not classify valleys regarding genesis, but deals with the formation of river valleys in close connection with the final deglaciation phases, meltwater drainage and formation of modern relief.

River Gauja right bank tributaries mainly are counted with distal type drainage valleys, which formed when glacier meltwaters drained distally to the River Gauja spillway valley. No doubt, that River Brasla valley’s lower part also is counted to distal valleys. Its formation began during Linkuva phase, when meltwater drained distally from the edge of the glacier to Līgatne remnant lake. While the edge of the glacier receded, before reaching the edge of the marginal formations of Valdemārpils, meltwaters from the edge of the glacier drained through River Jugla and River Nabe valleys, as well as through River Aģe depression to the River Brasla valley. Thus, River Brasla originally from the distal runoff valley turned into the meltwater lateral drainage valley. A similar situation developed in River Strīķupe valley when glacier receded from Linkuva phase marginal formations and Cēsis neighborhood became ice-free in the River Gauja valley.

Between Valmiera and Strenči several river valleys  – Mellupīte, Andrupe, Austrupe, Liepupe and Viburupe – genetically belong to mid-ridges valley type. These rivers flow through Burtnieku drumlin field mid-depressions and are forming parallelly oriented valleys. Length of these rivers today rarely exceeds 20 km. The upper reaches of the river valleys are shallow and non-pronounced in relief, the lower – more pronounced. At the River Gauja the depth rarely exceeds 12 m. Thus, the results suggest that diversity have more than only spillway and periglacial lake tributary valleys that have developed in final phases of Late

93

Glacial. The River Gauja left bank tributaries, e.g., Līgatne, Skaļupe, Rauza, Šepka and Kazupīte valleys, developed when higher located water from remnant basins drained to lower palaeolakes. Study of the River Miegupe valley and its adjoining areas was chosen as the model one, which describes development of hydrographical network when glacial lakes leak, thereby showing river cgannel development in basin drainage environment. Gained results (Krievāns, Rečs, 2012) allow reconstructing Smiltene basin drainage through the River Miegupe valley as well as partly depicting circumstances in Burtnieks lobe marginal part, where frontal deglaciation dominated.

Development of Pleistocene deposits and modern relief dissection in the River Miegupe valley and its adjoining areas have started during deglaciation start of the Burtnieks ice lobe at Linkuva phase (Zelčs, Markots, 2004; Zelčs et al., 2011), when ice settled in North Vidzeme lowland. Zelčs and Dreimanis, 1997 pinpoint, that less influenced by meltwater streams topography of Burtnieks drumlins field and limited extension of glaciofluvial sediments as well as existence of glacial and remnant lakes filling wide depressions – all this evidence approves areal type of deglaciation in North Vidzeme Lowland during Linkuva oscillation phase. During Late Glacial before meltwater drainage has started in the River Miegupe valley, in its adjoining areas developed moraine ridges paralelly to the glacial margin (Straume, 1981b). Continuation deglaciation continued the drainage through the River Miegupe valley. Research results and interpretation shows that several phases can be distincted in the River Miegupe valley development.

As second model territory that represents genetical diversity of valleys can be named the River Raunis valley. The choice was determined by several factors. As the first of these factors is a remarkable fact that River Raunis valley is crossing two (Gulbene and Linkuva) ice marginal areas. This is the only study area, which crosses these both. The next factor is location of the River Vaive upper river part and River Dzirnupe themselves and, as it turned out later, the genetic link to the River Raunis valley. Dzirnupe–Rīdzene–Vaive system morphologically reminded marginal runoff valleys, which later “were cross-sawed” and partly intercepted by the River Raunis valley due to regressive erosion.

Āboltiņš (1971) insisted, that when we are describing the development of modern rivers and distribution, it is very important to study inherit old, ancient relief – depressions and subglacial tunnel valleys. In bedrock depression zones with terrigenic complex sedimentary rocks, deep main valleys such as Ancient-Gauja, Valka and Piusa  – Vöru valley-type incisions (Eberhards, Miidel, 1984; Eberhards, 2013). Several smaller and shallower ones are adjoining those and dissecting dolomite cliff (Sapa, Amata, Vaive and Rauna incisions). While Rauna, as it is interpreted, joins the Raunis incisions. Straume and others (1981b) pinpoints that in the River Raunis midway in sub-Quaternary surface possibly exists valley-type incision in Devonian carbonate and terrigenous sediments,

94

which continues through the River Rauna valley to its inlet in the River Gauja. With such type of sub-Quaternary incision under the River Dzirnupīte attempt was made to explain large depth of the River Raunis and in the River Dzirnupīte valleys.

Āboltiņš (1971) shows that in the river Gauja ancient valley-type incision is situation as: “In Cēsis neighborhood three till horizons (layers) are divided by glaciolacustrine sediments”. It is against suggestions of Pērkons (1947) compiled the River Gauja Ancient Valley geological cross-sections, where till was not described in the valley itself, but only in its adjoining areas. Pērkons (ibid) thought, that the River Gauja Ancient Valley “developed during end of Late Weichselian deglacial by ice meltwaters and ice-dammed lake waters drainage to the Riga–Jelgava plain basin”. Āboltiņš (1971) compiled Gauja Ancient Valley profile near Cēsis shown, that till in valley can be found only as separated, small lenses. Āboltiņš (ibid.) suggests that the River Rauna lows in ancient incisions under Last Glacial till layer is filled by thick layers of glaciolacustrine deposits lithologically similar to those glaciolacustrine clay sediments under alluvial deposits near Cēsis. Āboltiņš thought “ancient valley-type incision system in bedrock has been formed before the Weichselian glaciation, and most likely, that it is inherited from Pre-Quaternary time” (ibid. 49 p.). Surface of Pre-Quaternary rocks in the River Gauja Ancient Valley lowers from 12 m below the sea level in Cēsis neighborhood – down to 50 m below sea level near Sigulda. It means that erosion base should be much lower than nowadays in order to such deep valley-type incision could form.

Formation of Quaternary deposits and relief in the River Raunis valley neighborhood must be closely related with Linkuva deglaciation of glacier oscillation phase and meltwater drainage development along Veselava end moraine ridge (Zelčs et al., 2014). No doubt, that upper part of the modern times river development upstream the River Dzirnavupe and Upper Vaive depression begun already during Gulbene phase deglaciation (Āboltiņš et al., 1972). The obtained results of research on the River Rauna valley morphology indicate, that assumptions made in the past (Āboltiņš et al., 1975; Eberhards 1972b) on the River Raunis valley almost simultaneous development in all length and close linkage to the River Gauja valley development starting from the Late Glacial, should be considered very carefully (Krievāns, 2011).

An important factor that determines longitudinal changes of the profile, especially distribution of steepness change and fluvial development trends, is the modern river inherited valley-type depressions and subglacial tunnel valleys. Eberhards (2013) indicates that valleys have tranquil profiles if they are flowing through inherited valleys while in case of these are of erosional type  – have less flat longitudinal profile. Therefore, he believes that the River Raunis valley has emerged because of erosion, as the result of meltwater drainage. His drawn profile witnesses that profile is straight and with sub-parallel terrace surfaces

95

almost in all the river lenght. Eberhards (1972) writes that this longitudinal profile is typical for upland slopes runoff valleys where rivers incision takes place synchronously with the same intensity throughout its length. The obtained data, however, show a heterogeneous the River Raunis valley morphology (Krievāns, 2011).The view existed a long time, that the River Raunis valley has developed almost simultaneously during Late Weichselian deglacial when, so called, Raunis layers deposited as runoff valley when remnant lake waters discharged to Rauna (Āboltiņš et al., 1972; Āboltiņš et al., 1975). This view appears also in 1 : 50,000 geological mapping material interpretation and genetical classification of rivers (Eberhards, 1972a). Only later geological structure studies in adjacent areas to the valley as well as radiogenic carbon dating results doubted such development scenario for valley (Zelčs et al., 2009).

Findings from this study on the River Raunis longitudinal profile and terraces distribution, geological drilling data from the Raunis palaeolake as well as bogging of the River Raunis valley to palaeolake adjacent areas  – suggests, that this type of scenario is permissible only for the River Raunis valley lower part from its inlet to the Staļļi farmhouse. If to take the River Raunis lower part to Staļļi farmhouse section of valley, as well as the left bank of river upstream the River Raunis and the River Rauna joint place, it is seen that several large valley-like gullies (after Soms (2010) given terminology) are jagging valleys walls. It is important to note that these valley-like gullies are located between erosion remnants in the River Raunis lower reaches and are almost parallel to the described the River Raunis valley parts. It is possible that it is one of the biggest gullies that gradually increased its catchment basin, including the erosion of adjacent forms at the expense of regressive erosion, and, afterwards it reached the level of groundwater, and nowadays forms the river valley bottom part. Taking in account that up from the valley-like gullysthere were the River Raunis palaeolake, possibly that rainfalls, stronger springtime floodings of floods combined larger stream which connected Raunis palaeolake with upper part of some of larger gully. As the gully didn’t have dynamic stability, then increased discharge has started intensive erosion, which developed further the depth increase of palaeolake, lowering its water level, or even its full drainage. Two evidences – River Raunis longitudinal profile parts: inlet in Rauna – Dankas and Dankas – Birznieki/Plūči; two terrace fragments are located at same height over the modern the River Raunis bed level (Krievāns, 2011). Thereby simultaneous incision of the river in these both sections was present in all the length up to the place where the spillway starts.

The River Raunis palaeolake level lowering or drainage improved the bogging processes in depressions of palaeolake covered areas – it is evidenced by starting time of the bogging process 9624±90 BP. Regressive erosion which continued, which improved the drainage of Raunis palaeolake therefore peat accumulated in a comparably short time. Over the peat layers, silty up to middle

96

coarse sediments continued to accumulate. As evidenced by 14C data, peat accumulation stopped before approximately 8925±120BP (Zelčs et al., 2009). When Raunis palaeolake rapidly lowered, erosion base of small water streams also diminished, which, possibly, flowed from Veselava end moraine to Raunis palaeolake. When regressive erosion at the River Raunis upper part begun, the River Vaive upper part or its tributaries Rīdzene and Dzirnavupe were catched near Veselava end moraine ridge (Fig. 5). It could happen before 3321±60 BP when bogging started in Veselava depression. The river Raunis upper part up from Veselava end moraine ridge preliminary developed as remnant lake which formed due to drainage of distal lake to ice-dammed lake, that covered Veselava end moraine distal slope adjoining areas near Dzirnupe and Upper Vaive depression. The River Vaive, whose upper part developed as marginal discharge valley of glacier meltwaters, drained this depression. The existence of such ice-dammed lake was suggested also by Āboltiņš (1998a). When this ice-dammed lake drained, the modern upper part of the River Raunis were River Vaive upper part or its tributary.

97

ConCLuSionS

The obtained research results and based-on them interpretations lead to a number of consequential conclusions on the development of the drainage system at the end of the Late Weichselian deglaciation in the proglacial areas. Areas with complex surface articulation in the transition zone from the interlobate uplands to the glaciated lowlands which consist of oriented ice-marginal hummocky ridges with extensive inter-ridge and many smaller intra-ridge depressions are characterized by a much wider proglacial damming and development of the proglacial lakes, as well as spreading of the remnant lakes than it was commonly accepted and considered up to now. Such irregularities in the surface topography have also contributed to formation of the fluvial drainage landforms of greater diversity.

Field studies have revealed that a large part of the areas, which in Quaternary geology and geomorphology maps earlier were displayed as regions of the prevalence of the glaciofluvial formations, widely contain the glacioaquatic sediments with different landforms developed proglacially in ice-dammed lakes or deposited as a result of the meltwater and paraglacial fluvial drainage into proglacial and remnant lakes. Developed and used in the study current study methodology allows enough reliably predict such inconveniences and inaccurate interpretations. Therefore it can be considered as crucial for other studies as similar sedimentary conditions and processes have been common during decaying of the ancient and modern ice sheets general.

Location of glacioaquatic sediments, shape, sloping of the land surface in the proximal direction from ice marginal forms, and presence of landforms developed by fluvial erosion in the adjoining area to the left bank of the Lower Gauja spillway valley lead to conclusion that much of the territories that earlier have been assumed as glaciofluvial plains, kame-sandurs or outwash plains  – actually should be considered as glaciolacustrine plains, or, in some cases, glaciofluvial-glaciolacustrine plains or plains of glaciofluvial deltas.

Inland aeolian landscapes that occur in places around Dzirkaļi can be classified as morphologically underdeveped dunes or coversand plains. Thereby this area can be served as pilot study place of inland aeolian formations, because it can be considered as the territory of high environmental and social risk, e.g., forest clear-cutting can re-activate aeolian processes.

The oldest and hypsometrically highest located proglacial lakes started to form near Krustakrogs and Kleķeri neighbourhood, when glacier retreated from the Kaldabruņa ice-marginal zone. Development of the palaeolakes in the transitional zone between the Vidzeme Upland and the North Vidzeme lowland as well as drainage down to hypsometrically lower levels along the ice margin and to its direction continued during following deglaciation phases of Gulbene, Linkuva and Valdemārpils (in descending by age order).

98

Results of this study have proven that palaeolakes in the area adjoining to the Lower Gauja valley drained along the ice margin or, when the land became free of ice, towards the direction of glacier retreat, i.e., athwart the ice margin. These results confirms the study hypothesis about environment al conditions of glacier meltwater drainage that induced the formation of marginal and spillway valleys drainage channels, and linked to them tributary valleys encouraging remnant lake drainage, development and rapid incision in close connection with development of the Lower Gauja spillway valley and fluctuations of the erosional base level.

First and even some of second order the left side tributaries of the River Gauja flowing from the Vidzeme Upland to the North Vidzeme Lowland have developed when remnant lakes drained – genetically those can be classified as spillway valleys. These valleys are with complex rugged longitudinal profiles, reflecting alternation of deeply incised and shallow, often boggy, sections. While the right side tributaries of the River Gauja stretch from the Sigulda to Strenči towns have developed by drainage of meltwaters from the glacier margin or along it to ice-dammed lakes located hypsometrically lower as well as to the Lower Gauja spillway valley. These river valleys can genetically be classified as distal, lateral and inter-ridge meltwater valleys. Those are characterised by homogenous longitudinal profiles and the deeply-incised valley near the inlet. The study indicates that it is possible to perform detailed classification of river valleys, however, it should be done only after complex research considering formation of the ice-recessional landforms, whereas simplifications and reliance to non-accurate information sources can be misleading and lead to a rather complex and multi-layered event unjustified simplification.

The results on the internal structure of the Lower River Gauja terraces between the Sigulda and Valmiera towns reveal trends that these terraces base-composing sediments are formed in proglacial and remnant lake environment during last phases of the Late Weichselian deglacial. These terraces themselves are of erosional origin and were cut in base-sediments during Holocene by fluvial erosion.

By developing palaeogeographic reconstructions, conclusions of previous studies should be critically evaluated on genesis and distribution of glacioaquatic sediments. The experience gained during performance of this study indicates that in most cases it is crucial to identify and study the sediments more detailed with special attention to clarification of depositional conditions geographical occurrence of the deposits. The research results and their interpretation show that research aim has been achieved and main objectives are met.

99

ACKnoWLEdgEmEntS

My special gratitude to my supervisor Prof., Dr. Vitālijs Zelčs for the advisory, efforts, methodological consulting and recommendations, input in the field studies, as well as the invaluable support and discussions during performance of publications and in thesis writing process.

I express my gratitude for the help to my colleague Agnis Rečs for helping in the field, discussions in the course of writing of the thesis as well as crucial important post-processing of GPS data. Thanks to Assoc. Prof., Dr. Ģirts Stinkulis for help in the field studies and advisory provided. The author thanks Juris Burlakovs for linguistic editing the dissertation summary in English. I express my sincere gratitude to Aiga Tora for her support and assistance during the development of the thesis.

This work has been supported by the European Social Fund within the project “Support for Doctoral Studies at University of Latvia”. No.  2009/0138/1DP/1.1.2.1.2/09/IPIA/VIAA/004, as well as LU grant Nr. 2007/ZP-87 “Developing an Improved Event Chronology of the Late Weichselian Deglaciation of the Inner Zone of the Southern Margin of the Scandinavian Ice Sheet”, Latvian Science Council grant No.09.1420 “Bedforms Modification by Glacial Meltwater at the Margin of Polythermal Glacier, Southeastern Sector of the Fenoscandnavian Ice Sheet, Latvia” and State Research Program, Nr. 2010.10-4/VPP-5 ResProd 1. project GEO.

100

PuBLiKāCiJu SArAKStS / LiSt of PuBLiCAtionS

monogrāfijas / monographsKrievāns, M. 2015. Hidrogrāfiskā tīkla veidošanās Lejas Gaujas senielejā pēdējā

apledojuma beigu posmā. Rīga, LU Akadēmiskais apgāds, 132 lpp.

raksti rakstu krājumos / Publications in the issue of publicationsKrievāns, M., Rečs, A. 2012. Miegupes ielejas morfoloģija un veidošanās

leduslaikmeta beigu posmā. Acta Universitatis Latviensis Zemes un vides zinātņu sērija. 789. sēj. Rīga, Latvijas Universitāte, 127.–142. lpp.

Krievāns, M. 2011. Rauņa ielejas attīstība leduslaikmeta beigu posmā un holocēnā. Acta Universitatis Latviensis Zemes un vides zinātņu sērija. 767. sēj. Rīga, Latvijas Universitāte, 35.–47. lpp.

Publikācijas vietējo/reģionālo konferenču ziņojumu izdevumos ar iSSn kodu / Publications in the local and regional issue of conferencsKrievāns, M., Zelčs, V., Nartišs, M. 2014. STOP 1: Lower Gauja spillway valley

at Sigulda. In: Zelčs, V. and Nartišs, M. (eds.), Late Quaternary terrestrial processes, sediments and history: from glacial to postglacial environments. Excursion guide and abstracts of the INQUA Peribaltic Working Group Meeting and field excursion in Eastern and Central Latvia, August 17–22, 2014. University of Latvia, Rīga, pp. 17–20.

Krievāns, M., Kalniņa, L. 2014. STOP 3: Late-glacial and early postglacial environmental processes and the history of the River Triečupīte valley and surroundings, in the foreland of the Vidzeme Upland. In: Zelčs, V. and Nartišs, M. (eds.), Late Quaternary terrestrial processes, sediments and history: from glacial to postglacial environments. Excursion guide and abstracts of the INQUA Peribaltic Working Group Meeting and field excursion in Eastern and Central Latvia, August 17–22, 2014. University of Latvia, Rīga, pp. 25–31.

Krievāns, M., Rečs, A. 2014. STOP 4: Internal structure and genesis of the sediments underlying Terrace III of the River Gauja at Dukuļi farmhouse and Valmiera town. In: Zelčs, V. and Nartišs, M. (eds.), Late Quaternary terrestrial processes, sediments and history: from glacial to postglacial environments. Excursion guide and abstracts of the INQUA Peribaltic Working Group Meeting and field excursion in Eastern and Central Latvia, August 17–22, 2014. University of Latvia, Rīga, pp. 32–36.

Zelčs, V., Krievāns, M., Strautnieks, I. 2014. STOP 5: Veselava end moraine, north-western Vidzeme Upland. In: Zelčs, V. and Nartišs, M. (eds.), Late Quaternary terrestrial processes, sediments and history: from glacial to

101

postglacial environments. Excursion guide and abstracts of the INQUA Peribaltic Working Group Meeting and field excursion in Eastern and Central Latvia, August 17–22, 2014. University of Latvia, Rīga, pp. 37–41.

Publikācijas konferenču ziņojumu izdevumos / Conference proceedingsKrievāns, M. 2014. The internal structure of the third terrace of the River Gauja

and implications of its interpretation on paleohydrological reconstructions. 14th GeoConference on Science and Technologies in Geology, Exploration and Mining, Conference proceedings Volume I. 17–26, June, 2014. Albena, Bulgaria, pp. 325–332.

Krievāns, M., Rečs, A. 2012. Sedimentology and facies architecture of late glacial alluvial sediments of the River Miegupe, North Vidzeme, Latvia. In: Zhirov, A., Kuznetsov, V., Subetto, D., Thiede, J. (eds.), “Geomorphology and Palaeogeography of Polar Regions”: Proceedings of the Joint Conference “Geomorphology and Quaternary Palaeogeography of Polar Regions”, Symposium “Leopoldina” and the INQUA Peribaltic working group Workshop. Saint-Petersburg, SPbSU, 9–17 September 2012. SPbSU, Petersburg, pp. 435–437.

Rečs, A., Krievāns, M. 2012. New data on shorelines of the Baltic Ice Lake along Western coast of the Gulf of Rīga, Latvia. In: Zhirov, A., Kuznetsov, V., Subetto, D., Thiede, J. (eds.), “Geomorphology and Palaeogeography of Polar Regions”: Proceedings of the Joint Conference “Geomorphology and Quaternary Palaeogeography of Polar Regions”, Symposium “Leopoldina”and the INQUA Peribaltic working group Workshop. Saint-Petersburg, SPbSU, 9–17 September 2012. SPbSU, Petersburg, pp. 458–460.

Starptautisku konferenču materiāli /Abstracts of international conferenceKrievans, M., Rečs, A. 2013. On the internal structure and evolution of the third

terrace of the River Gauja downstream of Valmiera. Palaeolandscapes from Saalian to Weichselian, South Eastern Lithuania. Abstracts of International Field Symposium. June 25–30, 2013. Vilnius–Trakai, Lithuania, pp. 54–56.

Rečs, A., Krievāns, M. 2013. Establishment of GIS – based database of the Baltic Ice Lake shorelines for the Latvian coast of the Gulf of Riga. Palaeolandscapes from Saalian to Weichselian, South Eastern Lithuania. Abstracts of International Field Symposium. June 25–30, 2013. Vilnius–Trakai, Lithuania, pp. 82–83.

102

Latvijas konferenču materiāli / Abstracts of local scientific conferencesKrievāns, M., Zelčs, V. 2015. Vidzemes augstienes Mežoles pauguraines

paleoezeri. Latvijas Universitātes 73. zinātniskā konference. Ģeogrāfija, ģeoloģija, Vides zinātne. Referātu tēzes. Latvijas Universitāte, Rīga, 228.–229. lpp.

Krievāns, M., Rečs, A. 2014. Litofaciālie pētījumi Gaujas stāvkrasta “Stāvie krasti” atsegumā. Latvijas Universitātes 72. zinātniskā konference. Ģeogrāfija, ģeoloģija, Vides zinātne. Referātu tēzes. Latvijas Universitāte, Rīga, 250.–251. lpp.

Krievāns, M., Zelčs, V., Rečs, A. 2014. Ledājkušanas ūdeņu noteces veidošanās pa Kazu ieleju. Latvijas Universitātes 72. zinātniskā konference. Ģeogrāfija, ģeoloģija, Vides zinātne. Referātu tēzes. Latvijas Universitāte, Rīga, 252.–254. lpp.

Zelčs, V., Krievāns, M., Strautnieks, I. 2014. Veselavas gala morēna. Latvijas Universitātes 72. zinātniskā konference. Ģeogrāfija, ģeoloģija, Vides zinātne. Referātu tēzes. Latvijas Universitāte, Rīga, 293.–295. lpp.

Krievāns, M., Rečs, A., Nartišs, M. 2013. Gaujas trešās virspalu terases nogulumu sastāvs un sedimentācijas vides īpatnības sanatorijas “Līči” apkārtnē. Latvijas Universitātes 71. zinātniskā konference. Ģeogrāfija, ģeoloģija, Vides zinātne. Referātu tēzes. Latvijas Universitāte, Rīga, 321.–323. lpp.

Krievāns, M., Rečs, A. 2012. Miegupes ielejas morfoloģija un tās attīstības paleoģeogrāfiskie aspekti. Latvijas Universitātes 70. zinātniskā konference. Ģeogrāfija, ģeoloģija, Vides zinātne. Referātu tēzes. Latvijas Universitāte, Rīga, 184.–185. lpp.

Krievāns, M., Zelčs, V., Rečs, A. 2012. Kazu ielejas morfoloģija un ģenēzes problēmas. Latvijas Universitātes 70. zinātniskā konference. Ģeogrāfija, ģeoloģija, Vides zinātne. Referātu tēzes. Latvijas Universitāte, Rīga, 186.–187. lpp.

Krievāns, M. 2011. Rauņa ielejas attīstība laiktelpiskā skatījumā. Latvijas Universitātes 69. zinātniskā konference. Ģeogrāfija, ģeoloģija, Vides zinātne. Referātu tēzes. Latvijas Universitāte, Rīga, 314.–315. lpp.

Krievāns, M., Saks, T., Zelčs, V., Nartišs, M. 2010. Raunis ielejas morfoloģija un tās attīstības paleoģeogrāfiskie aspekti. Latvijas Universitātes 68. zinātniskā konference. Ģeogrāfija, ģeoloģija, Vides zinātne. Referātu tēzes. Latvijas Universitāte, Rīga, 312.–313. lpp.

Zelčs, V., Nartišs, M., Celiņš, I., Markots, A., Strautnieks, I., Krievāns, M., Saks, T., Kalvāns, A. 2009. Raunis paleoezera nogulumi, to izplatība un raksturs. Latvijas Universitātes 67. zinātniskā konference. Ģeogrāfija, ģeoloģija, Vides zinātne. Referātu tēzes. Latvijas Universitāte, Rīga, 263.–265. lpp.

103

iZmAntotā LitErAtūrA / rEfErEnCES

Ashley, G.M. 2002. Glaciolacustrine environments. In: Menzies, J. (ed.) Modern and Past Glacial Environments. Butterworth-Heinemann, pp. 335–359.

Ābolkalns, J., Majore, M., Stelle, V. 1960. Driasa floras atliekas Gaujas ielejas trešās virspalu terases nogulumos. Latvijas PSR ZA Vēstis, 8 (157), 99.–107. lpp.

Āboltiņš, O. 1965a. K voprosu o morfologii doliny reki Gauya. Pētera Stučkas Latvijas Valsts Universitātes aspirantu zinātniskie raksti, sēj. 3. Nr. 2, 27.–35. lpp.

Āboltiņš, O. 1965b. Osobennosti morfologii i formirovaniya doliny verkhnego i srednego techeniya reki Gauya. Pētera Stučkas Latvijas Valsts Universitātes aspirantu zinātniskie raksti, 3. sēj., Nr. 2., 5.–26. lpp.

Āboltiņš, O. 1969. Tipy allyuviya golotsenovykh terras doliny r.Gauya. Grām.: Voprosy chetvertichnoy geologii, 4. Zinatne, Riga, s. 121–140.

Āboltiņš, O. 1971. Razvitie dolini reki Gauja. Zinātne, Rīga, 105 s.Āboltiņš, O. 1975. Glaciodinamiceskiye osobennosti formirovanhija vozvishennostei Latviji.

Grām.: Voprosi chetvertichnoy geologiji, s. 8. Zvaigzne, Rīga, s. 5–23.Āboltiņš, O. 1989. Glhaciostruktura i lhednikovij morfogenhez. Zinātne, Rīga, 286 s.Āboltiņš, O. 1992. The Vidzeme highland. In: Āboltiņš, O., Eberhards, G., Zelčs, V. (eds.),

Glaciotectonic processes, sediments, landforms and their influence on the present. geoecological situation Guidebook of the Baltic regional summer field meeting of geomorphologists and Quaternary geologists North and central Vidzeme, Latvia. LU, Rīga, pp. 48–69.

Āboltiņš, O. 1998a. Stop 11. End moraine at Veselava. In: Zelčs V. (ed.), Field Symposium on Glacial Processes and Quaternary Environment in Latvia. Excursion Guide. University of Latvia, Riga, pp. 66–73.

Āboltiņš, O. 1998b. STOP 14. Holocene freshwater limestone and outcrop at Priekuļi, vicinity of Cēsis. In: Zelčs, V. (ed.), Field Symposium on glacial processes and Quaternary environment in Latvia. Excursion guide. University of Latvia, Riga, 1998, pp. 79–82.

Āboltiņš, O. 2010. No leduslaikmeta līdz globālajai sasilšanai: dabas vides pagātne un tagadne Latvijā. LU Akadēmiskais apgāds, 127 lpp.

Āboltiņš, O., Aseyev, A., Vonsavičus, V., Isačenkov, I., Mozhajev, B., Raukas, A. 1988. Ostrovnije vozvishennosti kak osonim obrazom organhizovannije geologicheskiye objekti. AN ESSR, Tallin, s. 56.

Āboltiņš, O., Isachenkov, V., Karukjapp, R., Raukas, A., Faustova, M. 1977. Strojenhije glavnih lhedorazdelhnih zon. In: Chebotareva, N.S. (ed.-in-chief), The structure anddynamics of the last icesheet of Europe. Nauka, Moscow, s. 19–112.

Āboltiņš, O., Mūrnieks, A., Zelčs, V. 2011. Stop 2: The River Gauja valley and landslides at Sigulda. In: Stinkulis, Ģ., Zelčs, V. (eds.), The Eighth Baltic Stratigraphical Conference. Post-Conference Field Excursion Guidebook. University of Latvia, Riga, pp. 15–20.

Āboltiņš, O., Veinbergs, I., Danilāns, I., Meirons, Z., Straume, J., Eberhards, G., Juškevičs, V., Jaunputniņš, A. 1972a. Osnovnije cherti lednhikovogo morfogenheza i osobennostideglhaciaciji poslhednego lhednikovogo pokrova na territoriji Latviji. Grām.: Putevoditelh polhevogo simpoziuma IV vsesojuznogo mezhved. soveshch. Po izucheniju krayevih obrazovaniy materikovikh oledeneniy. Zinatne, Riga, s. 3–16.

Āboltiņš, O., Veinbergs, I., Eberhards, G. 1974b. O formirovanii predfrontalnykh vodnolednikovykh basseynov i dolinno  – rechnoy seti vo vremya deglyatsiatsii lednika poslednego oledeneniya na territorii Latviyskoy SSR. Predfrontalnyye krayevyye lednikovyye obrazovaniya. Vilnyus, Mintis, s. 60–80.

104

Āboltiņš, O., Zelčs, V. 1988. Litomorphogenesis of inner zone of ancient glacial region (investigations in Latvia). In: Purin, V. R., Zvejniek, R. (eds.), Ģeogrāfiskās domas attīstība Padomju Latvijā, Rīga, Latvijas Valsts Universitāte, 103.–126. lpp.

Basalykas, A. 1968. Roznorodnosc morfogenetyczna dolin krajobrazu olodowcowego na przykladzie terenow Litewskiej SSR. Przegl. Geograficzny, 40, 4. pp. 771–781.

Basalykas, А. 1961. O razvitii dolinno-rechnoy seti YUzhnoy Pribaltiki v pozdne  – i poslelednikovoye vremya. Materialy po izucheniyu chetvertichnogo perioda. M. Izd. АN SSSR, 2, s. 89–95.

Benn, D. I., Evans, D. J. A. 2010. Glaciers and Glaciation, 2nd edition. Hodder Arnold, 816 p.Bitinas, A., Damušyte, A., Stančikaite, M., Aleksa, P. 2002. Geological development of the

Nemunas River Delta and adjacent areas, West Lithuania. Geological Quarterly, 46 (4), pp. 375–389.

Błaszkiewicz, M. 1998. Dolina Wierzycy, jej rozwój w późnym plejstocenie i wczesnym holocenie (Wierzyca valley, evolution in Late Pleistocene and Early Holocene). Dokumentacja Geograficzna, 10, pp. 1–116 (in Polish).

Böse, M. 1995. Problem of dead ice and ground ice In the central part of the North European Plan. Quaternary International, 28, pp. 123–125.

Cedro, B. 2007. Evolution of the River Rega Valley Near Łobez in Late Pleistocene and Early Holocene. Geochronometria, 28, pp. 55–59.

Clark, P. U., Dyke, A. S., Shakun, J. D., Carlson, A. E., Clark, J., Wohlfarth, B., Mitrovica, J.X., Hostetler, S. W., McCabe, A. M.. 2009. The Last Glacial Maximum. Science, 325 (5941), pp. 710–714.

Danilāns, I. 1973. Chetvertichnye otlozheniya Latviji. Zinatne, Riga, 312 s.Doss, B. 1915. Das geologische Profil durch den Untergrund der Düna in der Richtung

der neuen Eisenbahnbrücke in Riga. Separatabdruck aus dem Korrespondenzblatt des Naturforscher-Vereins zu Riga, LVII, Rīga, 60.

Dvareckas, V. 1976. Stroyeniye i razvitiye rechnykh dolin Litvy v pozdnelednikovye i golotsene. Geographia Lituanica. Vilnius, s. 51–57.

Dvareckas, V. 2000. Development of the river valleys in Lithuania. Prace Geograficzne, zeszyt 105, pp. 321–328.

Eberhards, G. 1967. Ob ozerno-lednikovom basseyne Vostochno-Lftviyskoy nizmennosti. Istoriya ozer Severo-Zapada. Materialy I Simpoziuma po istorii ozer Severo-Zapada SSSR. Ļeņingrada, s. 57–61.

Eberhards, G. 1969. Morfologiya i genezis nekotorykh tipov dolin i dolinoobraznykh form v basseyne r. Daugava. Grām.: Voprosy chetvertichnoy geologii, 4. Zinatne, Riga, s. 103–120.

Eberhards, G. 1972a. Strojenije i razvitije dolin baseina reki Daugava. Zinātne, Rīga, s. 131.Eberhards, G. 1972b. Subglyatsialnyye lozhbiny i osobennosti ikh razmeshcheniya v predelakh

nizmennykh rayonov Latvii. Voprosy fizicheskoy geografii Latviyskoy SSR. T. 162, LGU im. P. Stuchki, s. 15–31.

Eberhards, G. 1972c. Pieņemto zīmju un apzīmējumu sistēma ģeomorfoloģijā. LVU, Rīga, 72 lpp.

Eberhards, G. 1973a. O zakonomernostyakh formirovaniya spektrov rechnykh terras oblasti poslednego oledeneniya. Voprosy fizicheskoy geografii Latviyskoy SSR, II. Riga, s. 5–20.

Eberhards, G. 1973b. O kharaktere molodykh dvizheniy zemnoy kory Ltvii po rezul’tatam izucheniya rechykh dolin. Sovremennyye dvizheniya zemnoy kory. Tartu, N 5., s. 309–313.

Eberhards, G. 1979a. Osnovnyye zakonomernosti dolinoobrazovaniya v Pribaltike. In: Istoriya razvitiya rechnykh dolin i problemy melioratsii zemel’. Evropeyskaya chast’ SSSR. Nauka, Novosibirsk, s. 55–60.

105

Eberhards, G. 1979b. Osnovnyye zakonomernosti formirovaniya dolinno-rechnoy seti oblasti poslednego Evropeyskogo oledeneniya. In: Biske, G.S. (ed.-in-chief), Paleogeografiya oblasti skandinavskikh materikovykh oledeneniy. Geograficheskoye obschestvo SSSR, Leningrad, s. 10–18.

Eberhards, G. 2013. Upju ieleju veidošanās un mūsdienu gultnes procesi dienvidaustrumu Baltijā. LU Akadēmiskais apgāds, Rīga, 212 lpp.

Eberhards, G., Miidel, A. 1984. Main features of the development of river valleys in the East Baltic. Proceedings of the Academy of Siences of the Estonian SSR. Geology, 33, pp. 136–145.

Ehlers, J. 1996. Quaternary and Glacial Geology. John Willey & Sons Ltd., Chichester, 578 p.Eyles, N., Eyles, C.  H., Maill, A.  D. 1983. Lithofacies, types and vertical profile models; an

alternative approach to the description and environmental interpretation of glacial diamict and diamictive sequences. Sedimentology, 30, pp. 393–410.

Gaigalas, A., Dvareckas, V. 2002. The Evolution of river valleys in Lithuania from deglaciation to recents changes and data from the sediment infill of oxbox lakes. Netherlands Journal of Geosciences / Geologie en Mijnbouw, 81 (3–4), pp. 407–416.

Houben, P. 2007. Geomorphological facies reconstruction of Late Quaternary alluvia by the application of fluvial architecture concepts. Geomorphology, 86, pp. 94–114.

Johansson, P. 1993. Glacial development and ice-lake types in the Koilliskaira Area, Northeastern Finland. In: Aber, J.S. (ed.), Glaciotectonics and mapping of glacial deposits. Canadian Plains Research Center, University of Regina, pp. 274–285.

Juškevičs, V. 2000a. Kvartāra nogulumi. Krāj.: Āboltiņš, O, Kuršs, V. (red.), Latvijas ģeoloģiskā karte, Mērogs 1 : 200 000, 43. lapa – Rīga, 53. lapa – Ainaži; paskaidrojuma teksts un kartes. VĢD, Rīga, 10.–31. lpp.

Juškevičs, V. 2000b. Kvartāra nogulumu karte. Krāj.: Āboltiņš, O, Kuršs, V. (red.), Latvijas ģeoloģiskā karte, Mērogs 1  :  200 000, 43. lapa  – Rīga, 53. lapa  – Ainaži; paskaidrojuma teksts un kartes. VĢD, Rīga, 68 lpp. t., 2 k.

Juškevičs, V. Skrebels, J. 2002. Kvartāra nogulumu karte. Krāj.: Āboltiņš, O, Brangulis, A.J. (red.), Latvijas ģeoloģiskā karte, Mērogs 1 : 200 000, 44., 45. un 54 lapa – Alūksne–Viļaka–Valkai; paskaidrojuma teksts un kartes. VĢD, Rīga, 1 l

Krievāns, M. 2011. Rauņa ielejas attīstība Leduslaikmeta beigu posmā un holocēnā. Acta Universitatis Latviensis: Zemes un vides zinātņu sērija. 767. sēj., 35.–47. lpp.

Krievāns, M. 2014. The internal structure of the third terrace of the River Gauja and implications of its interpretation on paleohydrological reconstructions. 14th GeoConference on Science and Technologies in Geology, Exploration and Mining, Conference proceedings Volume I. 17–26, June, 2014. Albena, Bulgaria, pp. 325–332.

Krievāns, M., Rečs, A. 2012. Miegupes ielejas morfoloģija un veidošanās leduslaikmeta beigu posmā. Acta Universitatis Latviensis Zemes un vides zinātņu sērija. 789. sēj. Latvijas Universitāte, Rīga, 127.–142. lpp.

Krievāns, M., Zelčs, V. 2015. Vidzemes augstienes Mežoles pauguraines paleoezeri. Latvijas Universitātes 73. zinātniskā konference. Ģeogrāfija, ģeoloģija, Vides zinātne. Referātu tēzes. Latvijas Universitāte, Rīga, 228.–229. lpp.

Krievāns, M., Zelčs, V., Nartišs, M. 2014a. STOP 1: Lower Gauja spillway valley at Sigulda. In: Zelčs, V. and Nartišs, M. (eds.), Late Quaternary terrestrial processes, sediments and history: from glacial to postglacial environments. Excursion guide and abstracts of the INQUA Peribaltic Working Group Meeting and field excursion in Eastern and Central Latvia, August 17–22, 2014. University of Latvia, Rīga, pp. 17–20.

Krievāns, M., Zelčs, V., Rečs, A. 2014b. Ledājkušanas ūdeņu noteces veidošanās pa Kazu ieleju. Latvijas Universitātes 72. zinātniskā konference. Ģeogrāfija, ģeoloģija, Vides zinātne. Referātu tēzes. Latvijas Universitāte, Rīga, 252.–254. lpp.

106

Majore, M. 1952. Gaujas ielejas ģeomorfoloģija posmā Valmiera  – ieteka. ZA Ģeoloģijas un derīgo izrakteņu institūta fonda materiāli. Rīgā, 114 lpp.

Majore, M. 1962. Daugavas ielejas attīstība. LVI, Rīga, 77 lpp.Markots, A. 2013. Plakanvirsas pauguru reljefs Austrumlatvijas augstienēs. LU Akadēmiskais

apgāds, 107 lpp.Meirons, Z., Straume, J., Juškevičs, V. 1976. Osnovnyye raznovidnosti marginalnykh obrazo-

vaniy i otstupaniye poslednego lednika na territorii Latvii. Grām.: Voprosi chetvertichnoy geologiji, 9. Zinatne, Riga, s. 50–73.

Miall, A.  D. 1978. Lithofacies types and vertical profile models in braided river deposits: a summary. In: Miall A.  D. (ed.), Fluvial Sedimentology. Canadian Society of Petroleum Geologists Memoir, 5, pp. 597–604.

Miall, A. D. 1985. Architectural-element analysis: a new method of facies analysis applied to fluvial deposits. Earth Science Review, 22, pp. 261–308.

Miall, A.  D. 2006. The Geology of Fluvial Deposits: Sedimentary Facies, Basin Analysis, and Petroleum Geology. 4th corrected printing. Springer, Berlin, 582 p.

Miall, A. D. 2014. Fluvial Depositional Systems. Springer, 316 p.Miidel, A. 1967. Nekotoryye cherty geomorfologii dolin Severnoy Estonii. Izv-ya АN Est. SSR.

KHimiya. Geologiya, 16, 3. s. 250–261.Miidel, A., Raukas, A. 1991. The evolution of the river systems in the east Baltic. Temperate

palaeohydrology, pp. 365–380.Nartišs, M. 2014. Ledājkušanas ūdeņu baseini Ziemeļlatvijas un Vidusgaujas zemienēs Vēlā

Vislas leduslaikmeta beigu posmā. Latvijas Universitāte, Rīgā, 130 lpp.Pērkons, V. 1947. Gaujas senlejas ģeoloģiskie šķērsgriezumi pie Siguldas, Valmieras un

Murjāņiem. – LPSR ZA Ģeoloģijas un ģeogrāfijas inst. raksti, 1. Rīgā, 143.–158. lpp. Raukas, A., Āboltiņš, O., Gaigalas, A. 1995. The Baltic States: Overview. In: Schirmer W. (ed.),

INQUA 1995. Quaternary field trips in Central Europe. C-3 Baltic Traverse. Verlag Dr. Friedrich Pfeil, Munchen, Germany, pp. 146–151.

Raukas, A., Eberhards, G. 1986. The problems of palaeohydrological reconstructions in the area of the last glaciation on the example of the Soviet Baltic countries. In: INQUA Eurosiberian Subcomission for the study of the Holocene. IGCP Project 158-A: abstr. Belgium, pp. 11–12.

Rečs, A., Krievāns, M. 2013. Establishment of GIS-based database of the Baltic Ice Lake shorelines for the Latvian coast of the Gulf of Riga. Palaeolandscapes from Saalian to Weichselian, South Eastern Lithuania. Abstracts of International Field Symposium. June 25–30, 2013. Vilnius–Trakai, Lithuania, pp. 82–83.

Savvaitovs, A., Straume, J. 1963. On the problem of two till units of the Valdaian Glaciation in the area between the lower reaches of the rivers Daugava and Gauja. In: Danilāns I. (ed.) Questions of Quaternary Geology, 2. Zinātne, Rīga, pp. 71–86 (in Russian).

Schumm, S. A. 2007. River Variability and Complexity. Cambridge University Press, 236 p.Sidorchuk, A., Panin, A., Borisova, O. 2003. The Lateglacial and Holocene Palaeohydrology of

Northern Eurasia. In: Gregory, K.J., Benito, G. (eds) Palaeohydrology. John Wiley & Sons, pp. 61–76.

Sleinis, I. 1936a. Latvijas upes. Grām.: Latvijas zeme, daba un tauta, 1. sēj. Valtera un Rapas akc. sab., Rīga, 192.–296. lpp.

Soms, J. 2010. Gravu morfoloģija, to veidošanās un erozijas tīkla izvietojuma likumsakarības dienvidaustrumu Latvijā. Latvijas Universitāte, Rīga, 175. lpp.

Starkel, L. 2003. Palaeohydrology of Central Europe. In: Gregory, K.  J., Benito, G. (eds.), Palaeohydrology. John Wiley & Sons, pp. 77–104.

Stelle, V., Savvaitovs, A., Veksler, V. 1975a. Datirovaniye pleystotsenovykh otlozheniy na territorii Latvii. In: Savvaitov A.  S., Veksler V.  S. (eds.), Opyt i metodika izotopno-geokhimicheskikh issledovaniy v Pribaltike i Belorussii, Riga, s. 80–81.

107

Stelle, V., Savvaitovs, А., Veksler, V. 1975b. Аbsolyutnyy vozrast vozrast khronostratigrafiche-skikh etapov i rubezhey pozdne – i poslelednikovogo vremeni na territorii Sredney Pri-baltiki. Grām.: Аfanasyev, G.D. (ot. red.), Sostoyaniye metodicheskikh issledovaniy v oblasti absolyutnoy geokhronologii. Nauka, Moskva, s. 187–191.

Stelle, V., Veksler, V., Āboltiņš, O. 1975c. Radiouglerodnoye datirovanije allyuvialnykh otlozheniy srednego techeniya reki Gauyi. In: Savvaitovs, A.S., Veksler, V.S. (eds.), Opyt i metodika izotopno-geokhimicheskikh issledovaniy v Pribaltike i Belorussii, Riga, s. 87–88.

Straume, J., Juškevičs, V., Meirons, Z. 1981a. Latvijas PSR ģeomorfoloģiska karte. M 1 : 500 000. Latvijas PSR ģeoloģijas pārvalde.

Straume, J. 1978. Limnoglyatsialnyye ravniny i pozdnelednikovyye vodoyemy latvii. In: Āboltiņš, O., Klane, V., Eberhards, G. (eds.), Problemy morfogeneza relyefa i paleografii Latvii. Izd-vo Latviyskogo gos. universitetata, Rīga, s. 45–66.

Straume, J. 1979. Geomorfologiya. In: Misāns, J., Brangulis, A., Danilāns, I., Kuršs, V. (eds.), Geologicheskoe stroyenie i poleznye iskopayemye Latvii. Zinātne, Rīga, s. 297–439.

Vandenberghe, J., Huisink, M. 2003. High-latitude Fluvial Morphology: The Example from the Usa River, Northern Russia. In: Gregory, K. J., Benito, G. (eds.) Palaeohydrology. John Wiley & Sons, pp. 49–58.

Veinbergs, I. 1975. Formirovaniye Аbavsko-Slotsenskoy sistemy dolin stoka talykh lednikovykh vod. Grām. Voprosy chetvertichnoy geologii, 8. Riga, Zinatne, s. 82–101.

Veinbergs, I. 1996. Baltijas baseina attīstības vēsture leduslaikmeta beigu posmā un pēcleduslaikmetā pēc Latvijas piekrastes un tai pieguļošas akvatorijas pētījumu materiāliem. Latvijas Universitātes Ģeoloģijas institūts, Rīga, 127. lpp.

Voznyachuk, L., Valchik, M. 1977. Terrasy Nemana, ikh vozrast i sootnosheniya s beregovymi liniyami prilednikovykh vodoyemov i Baltiyskogo morya. BALTICA, 6. Vilnius, s. 193–209.

Zelčs, V. 1995.Idumejas augstiene. Grām.: Kavacs, G. (red.), Enciklopēdija Latvija un latvieši. Latvijas daba. 2. sēj. Preses nams, Rīga, 160.–161. lpp.

Zelčs, V. 1998a. Tālavas zemiene. Grām.: Kavacs, G. (red.), Enciklopēdija Latvija un latvieši. Latvijas daba. 5. sēj. Preses nams, Rīga, 196.–198. lpp.

Zelčs, V. 1998b. Viduslatvijas zemiene. Grām. Kavacs, G. (red.), Enciklopēdija Latvija un latvieši. Latvijas daba. 6. sēj. Preses nams, Rīga, 71.–73. lpp.

Zelčs, V. Dreimanis, A. 1997. Morphology, internal structure and genesis of the Burtnieks drumlin field. Sedimentary Geology, 111 (1–4), pp. 73–90.

Zelčs, V., Krievāns, M., Strautnieks, I. 2014. STOP 5: Veselava end moraine, north-western Vidzeme Upland. In: Zelčs, V. and Nartišs, M. (eds.), Late Quaternary terrestrial processes, sediments and history: from glacial to postglacial environments. Excursion guide and abstracts of the INQUA Peribaltic Working Group Meeting and field excursion in Eastern and Central Latvia, August 17–22, 2014. University of Latvia, Rīga, pp. 37–41.

Zelčs, V., Markots A. 2004. Deglaciation history of Latvia. In: Ehlers, J., Gibbard, P. L. (eds.) Extent and Chronology of Glaciations, v. 1 (Europe). Elsevier, pp. 225–244.

Zelčs, V., Markots, A., Nartišs, M., Saks, T. 2011. Chapter 18: Pleistocene Glaciations in Latvia. In: Ehlers, J., Gibbard, P.  L., Hughes, P.  D. (eds.), Ouaternary glaciations  – extent and chronology. A closer look. Developments in Quaternary Sciences 15. Elsevier, pp. 221–229.

Zelčs, V., Nartišs, M., Celiņš, I., Markots, A., Strautnieks, I., Krievāns, M., Saks, T., Kalvāns, A. 2009. Raunis paleoezera nogulumi, to izplatība un raksturs. Latvijas Universitātes 67. zinātniskā konference. Ģeogrāfija, ģeoloģija, Vides zinātne. Referātu tēzes. Latvijas Universitāte, Rīga, 263.–265. lpp.

Zelčs, V., Šteins, V. 1989. Latvijas daba un fizioģegrāfiskie rajoni. Zinātne un Tehnika, Rīga, Nr. 7.

108

Zieliński, T., Goździk, J. 2001. Palaeoenvironmental interpretation of a Pleistocene alluvial succession in central Poland: sedimentary facies analysis as a tool for palaeoclimatic inferences. Boreas, 30, pp. 240–253.

Zīverts, A. 1995. Miegupe. Grām.: Kavacas, G. (red.) Latvijas Dabas enciklopēdija, 4. Rīga, Preses nams, 256. lpp.

nepublicētā literatūra / unpubliced materialsStraume, J., Bendrupe, L., Venska, V., Arharova, T., Rubens, I., Zīverts, A., Fisunova, O. 1981b.

Otchet o gruppovoy geologicheskoy syemke masshtaba 1  : 50 000 gauyskogo natsionalnogo parka v 4kh tomakh, tom I. Ministerstvo geologii SSCR, Upravleniye geologii soveta ministrov Latviyskoy SCR geologorazvedochnaya ekspeditsiya Gauyskaya G.S.P. LĢF, Rīga. Nr 9855, 380 s.

Zīverts, А., Аrkharova, T.  V. 1981. Geologicheskaya karta (chetvertichnyye otlozheniya) mashtaba 1 : 50 000. V: Prilozheniye k otchet o gruppovoy geologicheskoy syemke masshtaba 1  :  50  000 Gauyskogo natsionalnogo parka. Ministerstvo geologii SSCR, Upravleniye geologii soveta ministrov Latviyskoy SCR geologorazvedochnaya ekspeditsiya Gauyskaya G.S.P., g. Riga, 5–7 list. LĢF Nr. 9855.