КОНТИНЕНТ - Новости и аналитика актуальных событий в мире, мнения и комментарии экспертов и обозревателей
Москва находится почти в центре Восточно-Европейской равнины и ее территория относится к аккумулятивно-денудационному типу, а основные формы его рельефа созданы неотектоническими этапам развития, процессами денудации, более интенсивно протекающих на возвышенностях, а в понижениях рельефа доминируют процессы аккумуляции.
Оставайтесь в курсе последних событий! Подписывайтесь на наш канал в Telegram.
Большей частью рельеф Московской области и соответственно Москвы создан ледниковыми, водно-ледниковыми и аллювиальными, озерно-аллювиальными, озерными и озерно-болотными отложениями.
В целом рельеф Подмосковья неоднороден – к северу и северо-западу от Москвы рельеф расчлененный, в отдельных районах даже напоминает низкогорно-холмистый рельеф Южного Урала. На востоке и северной окраине области расчлененность слабее, долины рек здесь слабо врезаны в плоскую низменность.
В северной части Московской области с юго-запада на северо-восток на 220-230 км протянулась восточная оконечность Смоленско-Московской возвышенности, или гряды.
В пределах Московской области Смоленско-Московская возвышенность веерообразно расходится на Клинско-Дмитровскую гряду и Московско-Окский водораздел с примыкающей к нему Теплостанской возвышенностью. Максимальные абсолютные отметки водораздельных поверхностей – 270-300 м. Самая высокая точка Московской области (310 м) находится чуть западнее Можайского водохранилища.
Смоленско-Московская возвышенность является водоразделом правых притоков верховьев Волги (р. Лобь, Сестра, Яхрома, Дубна), берущих начало на северных склонах возвышенности, и верховьев Москвы-реки с притоками Руза, Истра и Клязьма, дренирующих южные склоны.
В западной части Смоленско-Московская возвышенность сохранилась в виде относительно цельного массива и водораздельные пространства часто представляют собой пологие холмы, разделенные плоскими западинами и ложбинами. Разница в высотах между вершинами холмов и поверхностями западин составляет 15-23 м.
В центральной и западной части возвышенности речные долины (Яхромы, Истры) глубоко врезаны в древние водораздельные поверхности, расчленённые на отдельные массивы.
Еще большую расчлененность имеют Окско-Москворецкий водораздел и Теплостанская возвышенность Средняя высота водораздела здесь примерно на 50 м ниже, чем на Клинско-Дмитровской гряде.
1. Южный склон Клинско-Дмитровской гряды
2. Западная моренная равнина
3. Теплостанская возвышенность
4. Татаровская холмистая возвышенность
5. Левобережная равнина р. Пахры
6. Западный участок Мещерской низменности
7. Долина Москвы-реки
(Ю.Г. Саушкин. Москва. Географическая характеристика. 1964)
Теплостанская возвышенность современными и древними долинами рек расчленена на несколько небольших массивов – эрозионных останцев. Отрогами Теплостанской возвышенности в пределах г. Москвы являются Воробьевы горы и Крылатские холмы.
Окско-Москворецкий водораздел снижается к устью Москвы-реки и в верховьях р. Пахры плавно переходит в Москворецко-Окскую равнину. Абсолютные высоты междуречий здесь составляют 150-200 м, и лишь самые центральные части находятся выше отметки 200 м.
Москворецко-Окская равнина расположена на периферии распространения московского оледенения, и почти не сохранила древний ледниковый рельеф. Здесь меньше мощность моренных отложений, редки бессточные западины.
Около 30% территории Подмосковья занимают Мещерская и Верхневолжская низменности, с небольшими абсолютными высотами – 150-170 и 130-150 м соответственно. Сложена низменность водно-ледниковыми отложениями большой мощности
В Подмосковье, на севере – небольшая южная часть Верхневолжской низменности с р. Волгой и притоками – Лобью, Ламой, Сестрой и Яхромой, берущие свое начато на северном склоне Клинско-Дмитровской гряды.
Междуречья представляют собой обширные плоские слабоволнистые поверхности, с невысокими моренными холмами и грядами.
Мещерская низменность по характеру рельефа напоминает Верхневолжскую низменность, но в среднем на 20-30 м ниже.
Сложена Мещера преимущественно водно-ледниковыми песчанистыми отложениями, к которым также приурочены сосновые леса. В то же время низменность знаменита и своими болотными ландшафтами.
По Мещерской низменности протекают самые крупные реки Подмосковья – Москва-река в среднем и нижнем течении, р. Клязьма, и на юге р. Ока. Крупные притоки р. Клязьмы – р. Шерна, р. Поля, левые притоки Москвы-реки – р. Нерская, р. Цна – протекают в неглубоко врезанных долинах.
В Мещёре хорошо сохранились древние террасы Москвы-реки и р. Клязьмы, причём древнеаллювиальные отложения по характеру не отличаются от водно-ледниковых, моренный холмов мало, они низкие, очень пологими склонами.
Оледенения четвертичного периода оставили после себя ледниковые отложения разного возраста, которые сплошным чехлом покрыли водоразделы и долины.
В пределах обширных понижений, прежде всего в Верхневолжской и Мещерской низменностях, а также в ложбинах Смоленско-Московской и Клинско-Дмитровской возвышенностей накапливались водно-ледниковые отложения.
Ледник отступил на большей части территории Подмосковья 70-100 тыс. лет назад (на северо-западе области около 10 тыс. лет назад).
После схода ледников реки размыли и уничтожили часть ледниковых отложений и речные долины преимущественно сформировались в понижениях, соответствовавших древним долинам, и таким образом продолжалось их унаследованное доледниковое развитие.
Вблизи крупных водных артерий рельеф существенно перестроен, но чем дальше в глубь междуречий, тем лучше сохранился ледниковый рельеф – моренные холмы и западины.
Строение долины Москва-реки в районе Воробьевых гор
Стратиграфия бассейна р. Десны (по А. А. Величко)
1 – нижнечетвертичные отложения; 2 – днепровские ледниковые отложения; 3 – следы почвообразования днепровско-московского времени, 4 – микулинская погребенная почва (мезинский комплекс), 5 – нижний лессовый горизонт основного комплекса валдайских лессовых отложений; 6 – брянская ископаемая почва; 7 – средний горизонт лесса; 8 – уровень оглеения; 9 – верхний горизонт лесса, нарушенный мерзлотными клиньями; 10 – верхний (переотложенный) комплекс валдайских лессовидных отложений; 11 – постлессовая реликтовая почва, венчающая этот комплекс; 12 – вторая надпойменная терраса валдайского времени; 13 – первая надпойменная терраса; 14 – ложе реки; 15, 16 – пород дочетвертичного времени, известняки, глины, доломиты; 17, 18 – находки стоянок человека палеолита
Следует отметить, что важнейшим свойством льда, обуславливающим его рельефообразующую роль, является способность к пластическому течению, возникающая под давлением, т.е. под действием веса вышележащего льда. Пластичность льда возрастает с увеличением мощности льда и с общим повышением температуры, а также в связи с понижением в глубине толщи температуры плавления льда. В зависимости от температуры течение начинается уже на глубинах от 15 до 30 м. Таким образом, лед, хрупкий на поверхности и способный давать крупные трещины, на глубине оказывается пластичным и движется по законам, близким к законам движения вязкой жидкости.
Под действием силы тяжести лед стекает в понижения рельефа и, кроме того, он движется от участков с большим давлением к участкам меньшего давления, т.е. при известных условиях может течь и даже против силы тяжести – вверх!
Стаивание льдов вызывает появление потоков талых вод и ледниковых озер, что влечет за собой образование флювиогляциальных и озерно-ледниковых отложений и форм рельефа, парагенетически связанных с ледниковыми.
Они частью накладываются на краевую часть зоны ледниковой аккумуляции, частью образуют самостоятельную перигляциальную зону, где широко проявляются также мерзлотные, эоловые и солифлюкционные процессы.
В процессе своего движения ледники проводят огромную разрушительную работу. Эта сторона деятельности ледников получила название экзарации.
Экзарация при скальном ложе выражается в ледниковой корразии – царапании и истирании ложа при движении льда впаянным в лед обломочным материалом и в отрыве и уносе льдом блоков горных пород, ограниченных трещинами.
Разрушение путем отрыва значительно более эффективно, но проявляется только при сильной трещиноватости горных пород.
Именно поэтому ледники особенно активно разрушают сильно трещиноватые породы. Не трещиноватые породы, даже более мягкие, оказываются устойчивее. При движении ледника по рыхлым или слабым осадочным породам главную роль в экзарации, помимо истирания, приобретают различные типы гляциодинамических воздействий – срезывание с отщеплением пластин пород ложа, выдавливание с образованием складок волочения и ядер внедрения и др.
Деятельность ледников не определяется каким-либо базисом эрозии, чем она отличается от деятельности водных потоков. Вследствие этого ледники могут вырабатывать крупные глубокие замкнутые котловины, если на их пути встретятся легко разрушаемые сильно трещиноватые или рыхлые породы.
Лёд обладает и колоссальной транспортирующей способностью, ледники переносят огромный объем обломочного материала и обломки громадной величины.
В процессе переноса материал, захваченный льдом, подвергается длительной обработке, выражающейся в перетирании и дроблении обломков. При этом образуется очень большое количество тонкого пылеватого материала и различного размера песчаных зерен, гравий, галька и валуны с характерной штриховкой на сглаженных поверхностях. Часть материала остается в виде щебня и глыб.
Обработка крупных обломков связана с их корразией при неравномерном движении отдельных горизонтальных струй льда. Каждый валун как бы обтекается снизу и сверху льдом с впаянным в него мелко обломочным материалом. При этом удлиненные обломки приобретают характерную для ледниковых валунов «утюгообразную» форму, изометрические – несколько плоских граней. Галька и тем более гравий бывают плохо окатаны.
Обломочный материал, переносимый и откладываемый льдом, образует морены. Термин «морена» имеет три значения. Различают подвижные – переносимые льдом морены, отложенные морены – различные генетические типы ледниковых отложений и морены как формы аккумулятивного ледникового рельефа.
Значение ледникового рельефа и отложений связано с очень широким былым распространением ледников на материках северного полушария. В плейстоцене во время максимального оледенения ледники покрывали Северную Америку до 400 с. ш., Европу до 500 с. ш., Западную Сибирь до 600 с. ш.
На освободившейся от льда огромной территории широко развиты ледниковые формы рельефа и отложения.
Распространение ледников лимитируется климатическими условиями. Положение края ледника определяется соотношением между притоком льда и стаиванием. Как только стаивание льда уравновесит его приток, край ледника приобретает стационарное положение. При потеплении климата ледники сокращаются («отступают»), при похолодании, или при увеличении притока льда начинают вновь наступать. При стаивании льда крупные участки его отчленяются от основной части покрова, образуя площади мертвого льда, теряющего свою подвижность.
Разрушительная работа материкового льда ведет к общему сглаживанию выступов на поверхности Земли. Мощные толщи льда стремятся срезать выступающие участки рельефа. Большое значение имеет ледниковая корразия.
На поверхности ложа ледников характерны шлифовка и полировка скал и в то же время наличие шрамов – борозд и царапин, оставленных более прочными обломками. Ориентировкой шрамов дают возможность определить направление движения льда.
Гораздо более важную роль играет разрушение путем отрыва, целые блоки горных пород смещаются давлением ледника, кроме того, благодаря периодическому подтаиванию льда на глубине, талые воды попадают в трещины горных пород, ограниченные ими блоки вмерзают в лед и уносятся ледником.
При благоприятных топографических и геологических условиях (например, когда ледники перекрывают крупные участки эрозионных останцов бронирующих толщ, при встречном подъеме пластов) материковые льды способны срезать и смещать целые скальные массивы площадью до нескольких квадратных километров.
Наиболее характерны отрицательные формы рельефа, обусловленные экзарацией. Это длинные и нередко узкие борозды сложной, часто причудливой конфигурации, и неправильные котловины. Обычно они бывают заняты озерами – озерный ландшафт Финляндии и Карелии.
Анализ расположения озер показывает их тесную связь с геологической структурой, приуроченностью борозд и котловин к зонам повышенной трещиноватости.
Очень распространен и мелкохолмистый рельеф, характерны асимметричные, односторонне сглаженные холмы, называемые «бараньими лбами». На участках скопления «бараньих лбов» образуется своеобразный рельеф «курчавых скал». На побережьях затопленный морем мелкохолмистый рельеф образует шхеры – участки берегов со множеством мелких островов типа бараньих лбов. Между бороздами озер нередко протягиваются невысокие скальные гряды, также сглаженные ледником, называемые сельгами.
Схема рельефа «бараньего лба»
Подвижные морены (донные и внутренние), заключенные во льдах, дают начало отложенным моренам, образующимся при аккумуляции. Накопившийся материал в своей верхней части подвергается действию талых вод ледника и если после начала стаивания начинаются новые подвижки льда, он воздействует на моренные отложения и успевшие уже накопиться водно-ледниковые отложения. В связи с этим строение ледниковых отложений достаточно сложно, особенно в краевой части ледников.
По Е. В. Шанцеру различают два генетических типа материковых отложенных морен – основные морены и краевые морены. Кроме того с материковым оледенением тесно связана группа ледниково-морских отложений, образующихся при участии шельфовых ледников.
Наиболее широко распространены основные морены, занимающие обширные площади территории растекания льда.
Основные морены состоят из самых разнообразных по размерам частиц – от глинистых до валунных.
Для них характерны площадное залегание, отсутствие сортировки обломочного материала по величине и настоящей слоистости.
Важным признаком является наличие валунов различных крепких пород, принесенных ледником издалека.
Характерную литологическую разновидность основной морены представляет валунный суглинок – чрезвычайно сильно уплотненный, лишенный слоистости и содержащий большее или меньшее количество щебня, гальки и валунов различных пород, обычно совершенно чуждых данной местности.
Моренные отложения. Смоленская область, Гнёздово. В километре к северу от р. Днепр
Так, среди гальки и валунов основной морены в Европе часто попадаются кристаллические породы Балтийского щита и крепкие палеозойские породы его обрамления.
Встречаются также песчано-гравийные и грубые валунно-щебнистые морены лишь с небольшой примесью суглинка. Цвет суглинков обычно бурый или серый, но может быть красновато- и желто-бурым.
С удалением от области ледниковой денудации в составе морены увеличивается количество пылеватого материала и заметно уменьшается величина валунов, что связано с перетиранием и дроблением обломков в процессе их переноса ледником. Близ зоны выноса (например, в Эстонии) очень часты валуны 1-2 м в поперечнике, встречаются и размером до 10 м, в Московской области они не превышают 0.7 м, на Дону и Днепре – не больше 0.2 м.
Валуны
Состав и цвет морены зависят также от геологического строения ложа ледника. Так образуются местные морены например морены средней полосы России, местами обогащенные черными юрскими глинами.
При срезании и перемещении льдами крупных массивов горных пород образуются отторженцы, огромные, измеряемые сотнями метров в поперечнике поля древних пород, залегающие среди морены.
Широко известны отторженцы известняков нижнего карбона в Калининской области, которые были перемещены ледником на 120 км.
Мощность основной морены сильно колеблется в зависимости от количества материала, находившегося в леднике, и рельефа ложа. Обычно она бывает от 5 до 15 м, изредка до 20-50 м.
По Ю. А. Лаврушину, основные морены по своим текстурам подразделяются на монолитные, образующиеся в условиях пластического течения льда, с плитчатыми и сланцеватыми текстурами, и чешуйчатые, возникающие при движении льда по сколам, со сложными полосчатыми текстурами надвиговых чешуй. Для них характерна гляциодинамическая ориентировка валунов, вытянутых параллельно движению льда.
Базальная морена при стаивании ледника перекрывается материалом, вытаивающим из толщи льда, в той или иной степени промытым талыми водами и, в связи с этим, более опесчаненным и крупнообломочным.
В рельефе основные морены образуют холмисто-западинные моренные равнины со множеством пологих холмов, нередко причудливых в плане очертаний, сочетающихся с находящимися между ними неглубокими, часто бессточными впадинами, первоначально занятыми озерами.
Хаотически расположенные холмы местами группируются в пологие увалы, разделяющие более крупные низины. Образование такого рельефа связано с неравномерным распределением обломочного материала в толще льда.
Возникновение некоторых западин объясняется явлениями термокарста с вытаиванием, уже после отложения морены, участков погребенного льда. Среди полого-холмистого ландшафта встречаются и районы первично выровненного рельефа морены. Их объясняют выровненным характером подледного рельефа и равномерным стаиванием льда.
По периферии покрова основной морены, примыкая к поясу краевых морен, местами располагаются друмлины – участки очень своеобразного упорядоченно-холмистого ландшафта – удлиненно-овальные холмы, вытянутые в направлении движения ледника и сложенные полностью или частично моренным материалом. Количество их на одном участке достигает несколько тысяч. Размеры – от 400 до 2500 м в длину, от 150 до 400 м в ширину, от 5 до 45 м в высоту.
Друмлины
(https://mail.colonial.net/~hkaiter/wxerosglacier.html)
Схема расположения и форма друмлинов в плане (по А.С. Яковлеву).
Штриховкой показаны погребенные скальные выступы, стрелками — направление движения льда; горизонтали проведены через 5 м.
Конец друмлина, обращенный навстречу движению льда, более тупой и высокий, противоположный конец несколько уже и значительно положе.
Их образование связано с обработкой движущимся льдом уже отложенного моренного материала, т.е. они представляют сложную экзарационно-аккумулятивную форму.
Друмлины известны в Ленинградской, Псковской областях и в Прибалтике. Широко распространены они в Германии, Ирландии и Северной Америке.
Краевые или, как их чаще называют, конечные морены образуются при длительном стационарном положении края ледника, вдоль его границы.
Такое положение возникает, когда при определнных климатических условиях количество притекающего льда равняется количеству стаивающего. В этом случае ледник, продолжая транспортировать обломочный материал, сгруживает его у своей окраины, и чем дольше это будет продолжаться, тем больше скопится обломочного материала.
Краевые морены формируются в условиях сочетания интенсивного стаивания льда, обуславливающего большую роль талых ледниковых вод, и активного поступательного движения льда, теряющего в краях ледника свою пластичность и движущегося как жесткий массив.
В образовании краевых морен важное значение имеет и напорное движение льда.
При отступании ледника перед его краем накапливаются различные водно-ледниковые отложения, а при наступании они либо перекрываются снова мореной, либо смещаются напором льда, образуя надвиговые чешуи в теле морены.
Важную роль играют и крупные трещины, продольные и поперечные к краю ледника. Промытые талыми водами, они образуют большие щели и колодцы в теле ледника, заполняемые затем обломочным материалом.
Выделяются два типа краевых морен – насыпные и напорные. И те, и другие образуются в процессе длительного сгруживания моренного материала у края ледника.
Важной особенностью их отложений является существенная роль талых ледниковых вод в их образовании. Потоки талых вод, промывая собственно ледниковые отложения, выносят более мелкий материал, обогащая морену крупными обломками. Поэтому в составе краевых морен преобладают грубые гравийные пески, насыщенные галькой и валунами.
Насыпные морены формируются при преобладающей роли вытаивания материала, приносимого ледником и напор льда лишь осложняет их строение
Напорные морены образуются при смещении отложенного материала, а нередко и коренных пород ложа, напорным движением льда. В составе этих морен, кроме ледниковых и водно-ледниковых отложений, могут участвовать и пакеты, линзы коренных пород, срезанные ледником, и вся толща оказывается сильно деформированной. Мощность краевых морен очень неравномерна, но может достигать 100 м и более.
В рельефе краевые морены выражены поясами многочисленных, иногда очень крупных холмов с крутыми склонами и протяженных извилистых гряд конечных морен, разделенных перемычками на отдельные звенья.
Гряды асимметричны, с более крутыми внутренними склонами, часто группируются по две или три, вместе образуя более широкие возвышенности. Относительная высота конечноморенных гряд достигает нескольких десятков метров, иногда более 100 м.
С внутренней стороны к поясу краевых морен примыкает холмисто-западинный рельеф основной морены, а с периферии они окаймляются своеобразным рельефом водно-ледникового происхождения.
Конечные морены имеют важнейшее историко-геологическое значение. Они отмечают границы распространения ледников и стадии их отступания, указывают на эпохи стабилизации климатических условий далекого прошлого.
В европейской части России имеется до пяти крупных конечно-моренных поясов, каждый из которых включает по несколько гряд.
Схема строения насыпной краевой морены. ВНТ – внутренняя фация; ВНШ – основная морена; Ф – флювиогляциальные пески; пунктир – контур края ледника.
Отложения и рельеф, связанные с водно-ледниковыми процессами, характерны не только для внешней перигляциальной зоны ледникового комплекса. По мере стаивания ледников они формируются на всей площади, включая и область ледниковой денудации, где они, благодаря своему недавнему образованию, выражены даже наиболее полно и отчетливо.
Среди водно-ледниковых образований выделяется группа флювиогляциальных отложений и образуемых ими форм рельефа и группа озерно-ледниковых (лимногляциальных) отложений.
Флювиогляциальные образования связаны с деятельностью потоков талых ледниковых вод и поэтому обнаруживают некоторое сходство с аллювием. Эти образования подразделяются на внутри- и приледниковые (озы и камы) и внеледниковые (зандровые пески). К той и другой подгруппам относятся также флювиогляциальные суглинки.
Внутри- и приледниковые образования (озы и камы) формируются в краевой зоне ледников и вдоль их внешнего края. Они откладываются мощными потоками талых вод, которые бывают подледниковыми, внутриледниковыми и надледниковыми, а также образуются в связанных с этими потоками озерах и разливах. Поддедниковые потоки в краевой зоне ледников, несомненно, размывают донную морену, а иногда и породы ложа и могут вырабатывать разнообразные подледные долины. Но главная роль всех этих потоков заключается в перемыве материала морены и переотложении его текучими водами.
Озыпредставляют собой узкие длинные извилистые валы и гряды, расположенные поперечно к конечным моренам, т. е. примерно вдоль движения ледника. Они пересекают рельеф, не считаясь с его неровностями, то спускаясь в долины, то поднимаясь на холмы. Иногда озы сливаются друг с другом, подобно потокам, образуя ветвящиеся системы. Длина их достигает десятков километров, высота 20-50 м, ширина 100 -300 м, местами до 1-3 км.
Общин вид оза (по С. А. Яковлеву).
Озы
Озы сложены песками, гравием, галечником и валунами, материал заметно окатан и отмыт. В большинстве озов наблюдается хорошо развитая слоистость — горизонтальная и косая, близкая к слоистости потоков, реже слоистость выражена плохо.
Все признаки озов указывают, что это отложения потоков талых вод, отличавшихся быстрым течением и активно перемывавших моренный материал, влекомый ледником. Перемытый материал отлагался в руслах, образуя лентообразные в плане линзы, которые при стаивании льда проектировались на поверхность его ложа. Озы, формировавшиеся в нижних слоях льда, местами перекрывались мореной. Слоистость сохранялась хорошо лишь в руслах подледниковых потоков.
Часть озов с хорошо выраженной слоистостью, по объяснению шведского геолога Де-Геера (1897 г.), представляет результат отложения материала в конусах выноса ледниковых потоков, образующихся в период отступания ледника, когда суммирование ежегодных конусов выноса дает лентообразную в плане форму.
Озы широко распространены в Финляндии и на прилегающей к ней территории СССР.
Камыв рельефе представляют собой плоские обширные холмы с пологими и крутыми склонами высотой 10-20 м. Часто они располагаются группами и разделяются заболоченными низинами, выстланными основной мореной. Сложены камы песками, супесями, суглинками. Слоистость обычно хорошо развита, но встречаются камы и без слоистости. Различают лимнокамы, образующиеся в ледниковых озерах, и флювиокамы, связанные с потоками.
Образование лимнокамов с нарушенной слоистостью связывают с наледниковыми озерами. Сносимый сюда талыми водами материал после стаивания льда оседает на поверхность основной морены, образуя теперь неправильные холмы. Лимнокамы с хорошо выраженной горизонтальной слоистостью образуются в озерах, возникающих в проталинах на участках «мертвого» (неподвижного) льда и в подледных озерах, занимавших обширные вытаявшие гроты. Отложение материала, приносимого талыми водами, в этих случаях идет уже на поверхности подстилающей морены, часто с остатками льда, вытаивание которого позднее ведет к образованию термокарстовых воронок.
Флювиокамовые холмы с преобладанием в их составе песков, нередко с примесью гальки, и с хорошо выраженной косой слоис-тостью могут возникать при стационарном положении края ледника, как приледниковые конусы выноса потоков талых вод, устье которых временами перемещается, то расширяя холм, то создавая рядом новый.
Камы встречаются там же, где и озы. Большое количество их имееется в Прибалтике и в Ленинградской области.
В широких разливах талых ледниковых вод на плоской поверхности ледника могут отлагаться также флювиогляциальные суглинки. После стаивания льда они оседают, сплошным чехлом перекрывая морену. Таким путем, по А. И. Спиридонову, объясняется образование неслоистых покровных суглинков на возвышенностях Средней России, где они залегают на морене.
Блок-диаграмма камов (по С. А. Яковлеву).
1 – торф; 2 – оболочка из валунной супеси; 3 – основная морена; 4 –коренные породы.
Внеледниковые образования формируются за пределами ледника в перигляциальной зоне.
Главную роль тут играют зандры, представляющие собой песчаные равнины, примыкающие к внешнему краю конечноморенного пояса.
Пески образуют довольно крупные по размерам площади – зандровые поля; иногда зандры занимают пологие низины и имеют вытянутую форму.
Поверхность зандров нередко бывает слабо наклонной от края ледника. В строении зандров преобладают пески, обычно содержащие гальку и мелкие валуны. По направлению к леднику пески замещаются гравийно-галечными отложениями. К периферии они иногда сменяются флювиогляциальными суглинками.
Зандры образуются на приледниковых равнинах блуждающими по ним потоками талых ледниковых вод, перегруженных вымытым из ледника моренным материалом.
Озерно-ледниковые отложения. Со стаиванием материковых ледников связано образование многочисленных озер. В условиях сурового климата в них накапливался мелко- и тонкообломочный материал без примеси органического вещества.
Озерно-ледниковые отложения отличаются хорошей отсортированностью и тонкой параллельной слоистостью.
В особенности большое значение имеют так называемые ленточные отложения. Они состоят из правильного чередования мелкозернистых светлых песков, образующих более крупные (до нескольких сантиметров) летние ело и, и темных глин, образующих зимние, более тонкие слои. Каждая пара слоев отвечает одному году, что дает возможность точно подсчитать время существования озера. Соотношения мощности слоев, зависящие от мелких климатических колебаний, выдерживаются на больших пространствах, что дает возможность сопоставлять слои соседних водоемов.
В рельефе озерным отложениям отвечают участки озерных равнин, но часто они бывают перекрыты отложениями другого генезиса и залегают в погребенном состоянии.
Первичный ледниковый рельеф сразу же после своего образования подвергается воздействию талых вод и солифлюкции.
Эти процессы ведут к сглаживанию холмов и заполнению впадин. В дальнейшем развитии этого рельефа можно выделить две стадии, связанные с преобразованием его флювиальными процессами.
На первой стадии развиваются озерно-речные системы – цепи озер, занимающих впадины рельефа, соединенные между собой реками. Таков рельеф района Ладожского озера, области, недавно оставленной ледником.
На второй стадии, в области, ранее освободившейся от оледенения, озерные равнины прорезаны реками, склоны сильно переработаны эрозионными и делювиальными процессами.
Таким образом, рельеф Москвы связан в первую очередь со строением и расположением ледниковых отложений, что определяют сложность инженерно-геологических условий и архитектурно-планировочные решения, на размещение промышленных, селитебных и рекреационных зон города.
Но длительное и мощное техногенное воздействие существенно изменило первоначальный рельеф Москвы почти повсеместно. Об этом написано в ряде статей и монографий автора.
А.А. Каздым
Список использованной литературы
.
.
.
Эта рассылка с самыми интересными материалами с нашего сайта. Она приходит к вам на e-mail каждый день по утрам.