Основные черты рельефа

Территория Брянской области расположена в юго-западной части Центра Восточно-Европейской равнины, где смыкаются три её крупные орографические единицы: Смоленская и Среднерусская возвышенности и Приднепровская низменность, которые не имеют четко выраженных в рельефе границ (рис. 14).

Рис. 14. Крупные формы рельефа Брянской области

(Шевченков, Шевченкова, 2002)

Возвышенности: 1 – Среднерусская; 2 – Смоленская: а) Дятьковская, б) Асельская; 3 – Дубровская; 4 – Вщижская; 5 – Брянская; 6 – Трубчевская; 7 – Стародубская.

Низменности: 8 – Ипутьская; 9 – Судостьская; 10 – Деснинская.

Смоленская возвышенность долинами рек Десны и Болвы подразделена на Рогнединскую, Дятьковскую и Жиздринскую возвышенности. Смоленская возвышенность южной окраиной занимает междуречье рек Десны и Угры, а в пределах области – Остра-Десны, Десны-Болвы и Болвы-Рессеты-Жиздры. Преобладают отметки в 200–220 м, севернее у г. Спас-Деменска (Калужская область) до 280 м. Водораздельные участки занимают плоские и пологоволнистые равнины, нередко заболоченные. Однако, в отличие от Среднерусской возвышенности, часто встречается холмистый, грядовый и котловинный рельеф, с крупными озерами. Между реками Сеща и Габья тянется Асельская гряда с отметками 250–292 м.

Среднерусская возвышенность, занимающая восточную окраину территории области, долинами рек Снежети, Навли, Неруссы и Сева подразделена на Карачевскую, Навлинскую, Брасовскую, Комаричскую и Севскую возвышенности. Они представляют как бы «отроги» единой Среднерусской возвышенности, ограниченной на западе долинами рек Десны и Рессеты и расположенной между ними Пальцовской ложбиной. Среднерусская возвышенность на восточной границе области имеет отметки до 274 м. Её водораздельная часть представляет плоскую или пологоволнистую равнину, вдоль долин рек глубоко и густо расчленённую балками и оврагами. Западный склон возвышенности осложнен террасовыми ступенями и нечетко выраженными уступами. Тыловые части ступеней нередко заболочены. Между долинами рек тянутся широкие плоские субмеридиональные ложбины. Нередко они пересекают и основной водораздел между бассейнами рек Десны и Оки на отметках 200–220 м. На ступенях, особенно средних и нижних, поверхность осложнена микрозападинами и воронками, а на нижних террасах массивами бугристого и грядового рельефа, известного под названием «Севских» и «Брянских» песков.

Приднепровская низменность, северная периферия которой чаще именуемая Полесской или Деснинско-Припятьской низменной равниной, широкими «заливами» вклинивается к северу по долинам крупных рек. В пределах области они образуют Деснинскую, Судостьскую и Ипутьскую низменности. Их разделяют небольшие «островные» Стародубская и Брянская возвышенности. Стародубская возвышенность с отметками до 230 м не имеет чётких границ. Плоские и пологоволнистые водораздельные равнины чередуются с плоскими широкими заболоченными ложбинами. Только по западному склону встречаются участки холмистого и холмисто-грядового рельефа. Повсеместно распространены западины, нередки карстовые воронки. Брянская возвышенность тянется по правобережью р. Десны от пгт. Дубровки до г. Трубчевска, её абсолютная высота снижается с 288 м южнее п. Дубровка, до 212 м у г. Трубчевска, а относительная высота над урезом р. Десны составляет 70–90 м. Долинами малых рек и сквозными ложбинами она подразделяется на Дубровскую (288 м), Вщижскую (228 м), Брянскую (234 м) и Трубчевскую (212 м) островные возвышенности.

Границы между возвышенностями и низменностями топографы на картах проводят обычно по изогипсе 200 м. Для низких платформенных равнин, в том числе и для Восточно-Европейской, имеющей среднюю высоту 142 м, это «влечет за собой искажение очертаний и площадей крупных форм рельефа». В пределах области наиболее точно границу между возвышенностями и низменностями отражает изогипса 180 м. Она примерно соответствует средней высоте территории области.

В общем плане, поверхность области представлена тремя крупными моноклинальными равнинами (покатостями). Это хорошо подчеркивает общий рисунок речной сети. Запад и центр области занимает обширная Деснинская моноклиналь с общим юго-западным уклоном 0,5 м/км. Крайний север области занимает Жиздринская моноклиналь. Левобережье р. Десны ниже впадения р. Болвы занимает Среднерусская моноклиналь с общим западным уклоном 1,5–2,0 м/км. Покатости сформировались во время отступания морей в меловом периоде и обусловлены тектоническими процессами (Мещеряков, 1965).

Самая высокая точка области (292 м) расположена на Асельской гряде на границе со Смоленской областью. Самая малая высота (118 м) находится на крайнем юго-западе у впадения р. Цаты в р. Снов. Общая разница высот 174 м. Для Восточно-Европейской равнины такой перепад высот следует считать значительным. Разница же абсолютных высот между долинами крупных рек и соседними водоразделами обычно не превышает 100 м, чаще 40–60 м. Только на левобережье р. Десны между водоразделами на Среднерусской возвышенности (до 274 м) и долиной р. Десны (133 м) перепад высот на расстоянии 50 км достигает 141 м. Максимальные перепады высот на малых расстояниях приурочены к правобережью р. Десны на участке Брянск-Трубчевск (70–100 м). В целом на фоне Восточно-Европейской равнины территория области выделяется как относительно приподнятый участок. Это определило глубокий врез речных долин и густую овражно-балочную сеть.

Рельеф водоразделов представлен плоскими или пологоволнистыми моноклинальными ступенчатыми равнинами, густо и глубоко (на 30–50 м) расчленёнными в приречных частях оврагами, балками и долинами малых рек. Поверхность почти повсеместно осложнена многочисленными (20–70 на 1 км²) западинами. Со стороны р. Десны возвышенность ограничена высоким крутым уступом, в «бахрому» расчлененным оврагами и осложнённым крупными оползневыми цирками и «террасами».

Низменности (с отметками менее 200 м) занимают около 85 % площади области. Наиболее крупная Ипутьская низменность представляет моноклинальную равнину с отметками от 190 м на севере до 130 м на юге. В рельефе преобладают плоские террасированные песчаные равнины, поверхность которых осложнена западинами, воронками, песчаными грядами, по периферии – холмисто-грядовым ледниковым рельефом. Аналогичный рельеф имеют Деснинская и Судостьская низменности. На юге области все три низменности сливаются в единую низменную равнину Брянское полесье.

Рельеф любой территории состоит из форм разного возраста и разного генезиса, формирующихся при длительном и постоянном взаимодействии тектонических движений и вулканизма (эндогенные процессы) и работой многочисленных внешних (экзогенных) процессов.

В геоморфологии принято различать структурный рельеф, созданный при ведущей роли внутренних (эндогенных) процессов, и скульптурный, в образовании, которого определяющими были внешние (экзогенные) процессы. Однако есть формы рельефа, которые трудно отнести к одному из названных типов. В их образовании роль тектоники, денудации или аккумуляции и литологии (состав и залегание пород) проявились одинаково заметно (структурно-денудационный рельеф).

Структурный рельеф

Под морфоструктурой понимаются формы рельефа, возникшие при ведущей роли в рельефообразовании геологической структуры земной коры (преимущественно тектонические движения). Перестройка тектонических движений вызывала разрушение древних и формирование на их месте более молодых морфоструктур. Многие древние морфоструктуры оказались срезанными денудацией или погребенными аккумуляцией и в открытой поверхности не выражены (Мещеряков, 1960). Однако они оказали сильное влияние на последующее развитие рельефа и осадконакопление. Нередко в современном видимом рельефе находят отражение не только молодые наложенные, но и древние унаследованные морфоструктуры. Сложные соотношения разновозрастных морфоструктур характерны и для территории Брянской области.

На территории Брянской области крупные тектонические формы рельефа поверхности кристаллического фундамента перекрыты осадочным чехлом мощностью 200–900 м и в настоящее время являются погребёнными. В рельефе современной видимой поверхности они выражены в том случае, если испытали новейшие движения и оказались унаследованными. Однако за очень длительный платформенный этап развития земной коры произошла значительная перестройка структурного плана.

В палеозое, мезозое и кайнозое формировались более молодые наложенные структуры, которые возникали и развивались в периоды усиления тектонической активности платформы, получали отражение в рельефе, а затем утрачивали тектоническую активность и срезались денудацией или перекрывались морскими осадками. Видимая поверхность отражает характер тектонических движений в течение новейшего этапа истории Земли. Для выявления амплитуды тектонических деформаций поверхности за новейшее время обычно используют положение олигоценовой поверхности выравнивания.

В рельефе видимой поверхности Брянской области выделяются следующие морфоструктуры: Деснинская, Судостская, Ипутьская и Жуковская низменности-прогибы; Брянская, Стародубская, Спас-Деменская (Деснинско-Жиздринская) и Среднерусская возвышенности-моноклинали.

Деснинская низменность-прогиб расположена между Среднерусской и Брянской возвышенностями и выражена в рельефе в виде субмеридионально вытянутой плоской низменной ложбины. В настоящее время основная часть низменности-прогиба занята широкой долиной р. Десны. Как новейшая морфоструктура она сформировалась в послемеловое время, хотя сам прогиб существовал уже в доюрское и меловое время. По поверхности туронского яруса Деснинский прогиб лежит на 40–60 м ниже соседнего Дмитровского поднятия Среднерусской антеклизы, а по поверхности верхнеюрского отдела разница высот достигает 80–120 м. Выражен прогиб и по поверхности фундамента платформы. Таким образом, морфоструктура с юрского периода развивалась унаследованно.

Границы Деснинской низменности-прогиба обусловлены линейными структурами. На западе она ограничена желобообразным прогибом с амплитудой до 10 м по структуре верхнемеловых отложений, который разделяет Брянское неотектоническое поднятие и Деснинский прогиб. Вдоль оси желоба, предположительно приуроченного к разлому фундамента, следует р. Десна. Восточная граница определена чётко выраженной по всем горизонтам меловой системы новейшей Севской флексурой с амплитудой более 100 м (рис. 12). На севере Деснинская низменность ограничена новейшим структурным прогибом по линии Карачев–Брянск. Новейшие тектонические поднятия, более активно проявившиеся по восточной периферии прогиба, создали общее западное падение поверхности и асимметричное строение долины р. Десны.

Деснинский прогиб осложнён диагональными и поперечными линейными структурами новейшего заложения: Трубчевск–Навля, Новгород-Северский–Дмитров-Орловский, Трубчевск–Севск, Карачев–Жуковка и другие. Эти структурные линии контролируют более мелкие локальные структуры: Навлинское, Щатрищевское, Белобережское, Снежетское, Песочинское, Любохонское поднятия и Знобь-Новгородскую, Свенскую, Радицкую, Полпинскую, Горелковскую депрессии (Раскатов, 1969; Подобный и др., 1970). Локальные структуры особенно активно формировались в меловом и неогеновом периодах, а некоторые сохранили активность до настоящего времени и получили прямое отражение в видимом рельефе. Поперечные структуры осложнили поверхность Деснинского прогиба и придали долине Десны чётковидную форму. Расширения долины совпадают с местами пересечения структуры поперечными прогибами. Сужения долины приурочены к участкам, где в пределы прогиба заходят «структурные мысы» западного склона Воронежской антеклизы (Навлинское поднятие). Активность поперечных структур создала ступенчатость поверхности Деснинской низменности-прогиба и проявилась в особенностях пойменных эрозионно-аккумулятивных процессов, меандрировании русел Десны и её притоков, в высоте и строении пойменной и надпойменных террас. Новые структурные линии контролируют долины рек Навли, Снежети. Неруссы, Сева, Судости, а также разделяющие их водораздельные поднятия.

Рис. 15. Залегание мезозойских отложений на Среднерусской

и Брянской моноклиналях. Севская флексура

(Шевченков, Шевченкова, 2002)

Деснинский прогиб приурочен к полосе протерозойских складок северо-восточного простирания. В фундаменте платформы выделяется полоса гнейсов, пронизанных многочисленными интрузиями основного и ультраосновного состава. Геофизическими методами здесь выявлены два крупных разлома, между которыми и расположена гнейсовая зона Деснинского прогиба. Такое пространственное совпадение позволяет предполагать связь новейшей структуры со структурой кристаллического фундамента протерозойского заложения.

Ипутьская низменность-прогиб занимает западную, наиболее опущенную периферию Деснинской неотектонической моноклинали. По фундаменту платформы ей соответствует Унечская впадина. Абсолютные высоты низменности уменьшаются от 190–200 м в верховье Ипути до 140–150 м на крайнем юго-западе области. Средний уклон поверхности около 0,25 м/км. По отношению к соседним возвышенностям поверхность моноклинали опущена на 40–50м. В пределах прогиба выявлены новейшие линейные структуры преимущественно северо-восточного и меридионального простирания, отвечающие общему простиранию прогиба. С востока прогиб ограничивает структурная линия Новозыбков–Жирятино. Она следует вдоль границы Брянск-Стародубской зоны позднепротерозойских гранитных интрузий и Суражско-Клетнянской зоны гнейсов с позднепротерозойскими интрузиями основных пород. Две структурные линии прослеживаются по линии Сураж–Жуковка. Между ними заложен средний отрезок долины р. Ипути на участке Ущерпье–Дектяревка. Вдоль структурной линии следует долина р. Беседи между Хотимским и Красной Горой. С субмеридиональной линейной структурой совпадают р. Палуж, меридиональный отрезок р. Беседи у п. Красная Гора, сквозная ложбина у оз. Кожаны, р. Вихолка и меридиональный отрезок р. Ипути ниже д. Катичи. В целом новейшие структурные линии контролируют рисунок современной гидросети.

Ипутский прогиб как относительно опущенная структура существовал ещё в девоне. Сохранил он активность в юрское и особенно в позднемеловое время. Длительное опускание прогиба определило накопление в нём мощного (до 900 м) осадочного чехла. Опускание прогиба за юрский и меловой периоды составило около 150 м. Олигоценовая поверхность выравнивания лежит на высотах 160–170 м, что на 40–50 м ниже, чем на Брянской возвышенности. Следовательно, и в неоген-четвертичное время продолжалось относительное опускание Ипутьского прогиба. Поэтому реки врезаны неглубоко, а в четвертичном рельефе широкое развитие получили зандровые равнины. Моноклинальная структура прогиба осложнена локальными поднятиями, которым в рельефе соответствуют небольшие островные возвышенности, и депрессиями, к которым приурочены расширения долин и заболоченные ложбины, поперечными субширотными флексурами, по которым падение пластов возрастает в 2–3 раза (рис. 15, 16).

Рис 16. Структура осадочного чехла Брянской моноклинали

(Шевченков, Шевченкова, 2002)

Брянская возвышенность-моноклиналь занимает междуречье Десны и Ипути со сложно построенным, но преимущественно приподнятым рельефом (рис. 16). Границы возвышенности-моноклинали выражены довольно чётко как по структуре мезозойского осадочного комплекса, так и по структуре кристаллического фундамента. На востоке моноклиналь ограничена Деснинским прогибом и новейшей структурной линией Брянск–Новгород Северский, на севере – Жуковским, на западе Ипутьским прогибами. Возвышенность имеет форму субмеридионально вытянутого плоского структурного «носа» новейшей моноклинали, приподнятого по северной периферии до 220–300 м. Моноклиналь осложнена новейшими прогибами и поднятиями преимущественно диагональных ориентировок с амплитудами 20–40 м, которые отражены в видимом рельефе овальными возвышенностями и широкими ложбинами. Хорошо выражены Стародубская, Трубчевская, Брянская, Вщижская, Дубровская возвышенности-поднятия и Судостьская ложбина. Находят отражение в рельефе новейшие линейные структуры Клетня–Выгоничи, Почеп–Выгоничи, Стародуб–Ромассуха, Семёновка–Трубчевск, Погар–Мглин, Трубчевск–Почеп (Раскатов, 1969).

На выступах, где мощность четвертичной толщи незначительна (2–10 м), олигоценовая поверхность приподнята до 200–210 м, к ложбинам приурочен максимальный чехол ледниковых и аллювиальных отложений (до 20–40 м), а олигоценовая поверхность здесь опущена и сильно размыта, и судить о её первоначальном положении трудно. Однако по поверхности туронского яруса Судостская ложбина оказалась опущенной по отношению к Брянскому и Стародубскому поднятиям на 40–55 м. За неоген-четвертичное время Брянская возвышенность-моноклиналь испытала общее поднятие на 150–220 м. Высокая овражность на некоторых поднятиях, очевидно, указывает на продолжающийся относительный рост структур. Суммарная величина новейшего поднятия на Брянской морфоструктуре была несколько меньшей, чем на Среднерусской антеклизе, но тектоническое развитие морфоструктур в новейшее время шло однотипно. Формирование Брянской моноклинали как относительно приподнятого участка началось ещё в девоне, когда её относительная высота достигала 20–50 м. В конце девона при общем поднятии территории формировались локальные структуры с амплитудой до 50 м. В мезозое, когда моноклиналь испытала опускание на 150 м по северной и на 300–350 м по южной периклинали, активность локальных структур уменьшилась, а затем вновь заметно возросла в позднемеловое время при общем поднятии региона.

Новейшее поднятие Брянской возвышенности-моноклинали сопровождалось эрозионным расчленением её поверхности, особенно сильно проявившимся на участках локальных поднятий и вдоль линейных структур, по которым блоковые сдвиги создали значительную энергию рельефа. Общая ориентировка овражно-балочной сети совпадает с направлением основных структурных линий протерозойского заложения. Так между г. Брянском и п. Добрунь 70 % оврагов имеют диагональную ориентировку, из них 38 % – северо-западную и 32 % – северо-восточную. По северной окраине Брянской возвышенности 51 % оврагов имеют северо-восточную и 21 % – северо-западную ориентировку. Меридионально и широтно ориентированные овраги имеют подчинённое значение, на их долю приходится менее 30 % форм. Речная сеть имеет ещё большую структурную обусловленность. Глубина расчленения значительная, особенно на локальных поднятиях, и достигает 50–70 м при густоте овражно-балочной сети до 1,0–2,5 км/км). Днепровский ледник перекрывал Брянскую возвышенность к западу от линии с. Неготино, водораздел Десны и Судости, д. Острая Лука на Десне (севернее г. Трубчевска). Однако, будучи малоактивным, он не внёс заметных изменений в общий рисунок структурно обусловленной поверхности.

Жуковская низменность-прогиб приурочена к одноимённому тектоническому прогибу новейшего заложения и выражена в рельефе субширотной ложбиной. Прогиб совпадает с разломом кристаллического фундамента (Карачев–Жуковка по Г.И. Раскатову, 1969). Карачевский разлом пересечён линейными структурами северо-восточного заложения у г. Брянска (Деснинской) и у п. Жуковки (Суражско–Клетнянской). На этих участках прогиб теряет линейную ориентировку, в рельефе чётко выражены широкие изометричные котловины с радиально сходящимися реками.

Жуковский прогиб в дочетвертичной поверхности (отметки 80–120 м) прослеживается до г. Рославля. Ледниковые языки произвели по оси прогиба значительное выпахивание коренных пород и оставили по его бортам, а у с. Кочево и в осевой части прогиба, крупные напорные и аккумулятивные гряды с гляциодислокациями (Погуляев, 1956; Шик, 1961). Ледниковая аккумуляция расчленила единое доледниковое понижение на ряд «низин» (Жуковскую, Вороницкую, Остерскую). В прогибе накопилось до 100 м четвертичных отложений. В видимом рельефе он унаследован современной широкой ложбиной, по которой шел сток ледниковых вод, оставивших зандровую равнину (рис. 19).

По южному крылу Жуковского прогиба расположено несколько локальных поднятий, которые контролируются новейшим разломом. Они составляют приподнятое северное крыло Брянской возвышенности-моноклинали. К северу от оси прогиба появляются каменноугольные отложения, заметно увеличивается уклон пластов девона, сокращается мощность меловых и юрских отложений. Следовательно, прогиб представляет собой субширотный геолого-геоморфологический рубеж.

Спас-Деменская возвышенность-поднятие занимает Деснинско-Угранское междуречье. В общей схеме рельефа Центра Русской равнины Спас-Деменское поднятие включается в амфитеатр возвышенностей (Валдайская, Смоленская, Спас-Деменская, Среднерусская), который с запада и юга окаймляет Верхневолжский бассейн.

Длительный период доледниковой денудации, создавший глубоко (до 100–120 м) расчленённую поверхность, и ледниковая экзарация сильно переработали олигоценовую поверхность выравнивания. По восточной периферии Спас-Деменской возвышенности отметки подчетвертичного рельефа достигают 200–210 м, на западе и юге снижаются до 180 м. Относительная высота поднятия в доледниковом рельефе около 50 м. В конце неогена здесь существовал крупный водораздельный узел, разделивший прабассейны Угры, Оки, Десны и Днепра.

Спас-Деменское поднятие представляет новейшую морфоструктуру, однако заложение структурной границы между Московской синеклизой и Днепровско-Деснинской впадиной началось значительно раньше. По поверхности фундамента хорошо выражено поднятие в форме северо-западного «носа» Воронежской антеклизы. По структуре осадочного чехла девонского и каменноугольного возраста осевая зона поднятия выражена слабее, но падение пластов в сторону Московской синеклизы резко возрастает. В мезозое ось поднятия была выражена в рельефе чётко и с ней совпадает граница распространения меловых отложений. Меловая моноклиналь сменяется «карбоновым плато». Суммарная величина неотектонического поднятия составила 340 м, что на 20–30 м больше, чем в Брянской моноклинали.

Рассматриваемый район испытал сложное геологическое развитие и имеет несколько структурных этажей. По фундаменту это структурный «нос» Воронежской антеклизы, к которому приурочено наиболее высокое залегание поверхности девонских отложений. Его активность в девоне вызвала формирование на фоне общего поднятия локальных структур с амплитудой в несколько десятков метров. В мезозое этот район по отношению к Воронежской и Белорусской антеклизам представляет тектонический прогиб. Однако область относительного прогибания существовала здесь на протяжении всего девонского и каменноугольного периодов, и унаследование развивалась в мезозое. Таким образом, в бассейне Верхней Десны имело место наложение диагонального северо-восточного прогиба на структурный мыс антеклизы северо-западного простирания. Поэтому фундамент платформы имеет здесь блоковое строение, которое в структуре осадочного чехла нашло отражение в чередовании относительно крупных локальных поднятий и депрессий с амплитудой до 50 м по структуре осадочного чехла палеозоя. К положительным структурам приурочены интенсивные магнитные аномалии, что указывает на связь локальных структур со строением фундамента.

Плейстоценовые оледенения внесли существенную перестройку в рельеф олигоценовой полигенетической поверхности, особенно по западной периферии возвышенности, где ледниковая экзарация создала глубокие гляциодепрессии. По восточной периферии видимый рельеф в большей степени отражает черты подчетвертичной поверхности, а в четвертичном рельефе наиболее широкое развитие получили зандровые равнины. По северной и западной периферии основную роль играет крупный холмисто-грядовый аккумулятивный ледниковый и водно-ледниковый рельеф.

Среднерусская возвышенность-антеклиза в плане почти целиком совпадает с выделенной Г.И. Раскатовым (1969) Среднерусской антиклиналью – новейшей структурой, сформировавшейся на Воронежской антеклизе и южном крыле Московской синеклизы. В пределы Брянской области она заходит лишь западной окраиной и выражена в рельефе приподнятой до 250–275 м, сильно расчлененной денудационно-пластовой равниной, понижающейся ступенями в сторону Деснинского прогиба. Ось новейшей антиклинали имеет субмеридиональную ориентировку и заметное угловое (на 30–40°) несогласие с докембрийской структурой Воронежской антеклизы, по отношению к которой она является наложенной. Среднерусская возвышенность-антеклиза осложнена структурами местного порядка, которые получили прямое выражение в современной видимой поверхности.

Дмитровское поднятие занимает водораздел рек Навли, Неруссы и левых притоков Верхней Оки – Цона и Кромы. Вершинная поверхность расположена здесь на высотах 240–260 м, отметки кровли меловых отложений достигают 250 м, что на 100 м выше, чем в Деснинском прогибе, и на 40–50 м выше, чем на Брянской возвышенности. На новейшее относительное поднятие возвышенности указывает глубокий врез долин и малая мощность аллювиальных толщ. Поверхность фундамента осложнена надвиго-взбросовыми нарушениями с относительной высотой до 300 м и более, простирание которых совпадает с меридиональной осью Дмитровского поднятия. Выступы фундамента в более оглаженном виде отражаются в осадочном чехле палеозоя и в меньшей степени в структуре мезозоя. Западный склон Дмитровского поднятия ограничен по фундаменту сбросовой ступенью с амплитудой до 100 м. В осадочном чехле по сбросу расположена Севская флексура с западным падением пластов до 26 м/км у г. Севска (рис. 15). Севская структура совпадает с западным краем полосы интенсивных магнитных аномалий, заложена, очевидно, по кристаллическому контакту и образовалась при блоковом смещении в послемеловое время. Структура продолжала развитие и в четвертичное время, на что указывает цокольное строение нижних террас рек.

Дмитровское поднятие осложнено линейными структурами Севск–Михайловка–Ливны, Дмитровск Орловский–Кромы, Карачев–Брянек, Трубчевск–Навля и локальными поднятиями. В рельефе наиболее полное отражение получили Севское, Навлинское, Парамоновское и Новоялтинское поднятия. Суммарная величина поднятия на Дмитровской структуре за новейшее время составила около 250 м. Относительное поднятие морфоструктуры началось ещё в конце мелового периода, о чём говорит выклинивание пластов от туронского до маастрихтского ярусов и отсутствие палеоген-неогеновых отложений. Но наиболее значительная тектоническая активность проявилась в неоген-четвертичное время, когда относительная разница высот достигала 100 м и более. К этому времени следует относить заложение и углубление основных долин и балок.

Таким образом, основные черты рельефа Брянской области обусловлены в значительной степени новейшими тектоническими движениями, развивавшимися преимущественно унаследовано от более древних структур. Современная структура чехла плиты, в том числе и морфоструктура, сформировалась в процессе длительных эпейрогенических движений значительных амплитуд отдельных блоков фундамента, проходивших на фоне общего прогибания или поднятия всей плиты. Наиболее консервативными к колебаниям были положительные структуры (Воронежская антеклиза), особенно в центральных частях, а наибольшую активность, особенно при погружениях, проявляли окраинные зоны синеклиз и тектонические прогибы. На примере бассейна Десны достаточно чётко видно, что основные структуры фундамента и основные структуры чехла отражают блоковое строение земной коры.

Скульптурный рельеф

Под термином «морфоскульптура» объединяются формы рельефа, созданные «под преобладающим воздействием экзогенных процессов, развивающихся на поверхности морфоструктурных элементов». Если основные черты морфоструктурного рельефа в пределах области развивались длительное время и сформировались преимущественно в дочетвертичное время, то в четвертичном периоде с его резкими климатическими колебаниями, с чередованием ледниковых эпох и межледниковий, с сильными изменениями водных режимов рек происходило формирование современного скульптурного рельефа. Скульптурный рельеф формировался на всех геологических этапах развития территории, но он обычно почти полностью уничтожался абразионно-аккумулятивной деятельностью трансгрессировавших морей. Четвертичный же скульптурный рельеф достаточно полно сохранился в видимой поверхности. Его развитие шло при продолжающихся новейших и современных движениях структур, что накладывало отпечаток на скульптурное рельефообразование. Однако «энергетика» внешних процессов была значительно выше эндогенных, поэтому границы скульптурных комплексов рельефа часто не совпадают с границами морфоструктур. Если последние на территории области преимущественно меридионально ориентированы, то скульптурные зоны имеют больше широтную ориентировку, что говорит об их «климатической» обусловленности.

Сочетание структурных разновысотных пластовых равнин и скульптурных форм разного генезиса (водных, ледниковых, карстовых и др.) в пределах рассматриваемой территории имеет существенные различия.

Флювиальный рельеф

На территории Брянской области в неоген-четвертичное время ведущая роль в развитии скульптурного рельефа принадлежала текучим водам. Реки, приуроченные преимущественно к тектоническим прогибам и линейным разломам, при общем поднятии региона, значительно усилили контрастность рельефа, создали глубокие долины и «записали» в рельефе долин информацию о развитии территории. Хорошая сохранность этой «информации» связана с тем, что на значительной площади территория области не покрывалась ледниками.

В развитии рек различают три возрастных рубежа: время заложения поверхностей стока (покатости), время формирования реки (или гидросети), время формирования долины реки. Формирование юго-западной покатости территории относят к доюрскому времени. Сведений о позднепалеозойском направлении стока очень мало. Отмечают лишь общее северо-восточное направление рек в каменноугольном периоде.

Время обращения стока с северо-восточного направления на юго-западный произошло, очевидно, в начале мезозоя между карбоном и юрой. Под юрскими отложениями можно проследить крупные эрозионные ложбины, открытые на юго-запад. В мезо-кайнозое общая покатость бассейна сохранилась.

Заложение рек в северной части бассейна Десны происходило по мере отступания меловых морей в коньякском и сантонском веках позднего мела. К концу раннего неогена уже существовала развитая речная сеть с рисунком, близким, к современному. Первоначально формировалась речная сеть левобережья Десны, несколько позже – правобережной части Деснинского бассейна и бассейна Ипути. Наиболее древние отложения в долине Десны приурочены к нижней погребенной террасе, поэтому возраст самой долины можно определить как раннеплейстоценовый (Q_I). По палеодолинам в бассейне Десны часто встречаются дочетвертичные уровни, перекрытые олигоцен-миоценовьми (P₃–N₁) песками и суглинками континентального генезиса, что даёт основание считать возраст некоторых древних долин неогеновым.

Раннеплейстоценовая речная сеть унаследовала основные ложбины плиоценового рельефа. В ледниковой зоне многие долины оказались заполненными ледниковыми отложениями. Некоторую перестройку испытали небольшие реки. Долины же крупных рек (Днепра, Угры, Десны, Болвы) остались приуроченными к доледниковым прадолинам, хотя их осевые части испытали некоторое боковое смещение.

Южнее границы днепровского ледника речная сеть в целом сохранила доледниковый рисунок. Климатические изменения и тектонические движения вызвали здесь сложное развитие долин «по вертикали».

В период отступания ледника (деглядиации) на водоразделах сформировались многочисленные ложбины стока талых вод. После отступания края ледника, дренировавшие эти ложбины реки «отмирали», а в рельефе оставались «сквозные» долины. Отдельные сквозные долины или их части наследуются небольшими реками (Рессета, Вороница и др.). Многочисленные сквозные ложбины находятся на юго-западе области, по водоразделам рек Ипути и Снова. Примером может служить широкая ложбина между пгт. Красная Гора и оз. Вихолка. Хорошо сохранились сквозные долины между реками Ипутью (с. Добруш) и Цатой, верховьем рек Госомы и Судости. На Среднерусской возвышенности сквозные долины соединяют верховья рек бассейнов Оки и Десны, Неруссы и Сева.

Формирование сквозных долин происходило во время днепровского оледенения, когда многие реки оказались подпруженными ледником, и в их долинах возникали приледниковые озера, из которых воды перетекали через пониженные водоразделы. На существование в долине р. Десны приледникового озера указывает горизонт ленточных глин у с. Удельные Уты, в котором насчитывается до 1000 пар лент. Озерно-ледниковые днепровские отложения на западных склонах Среднерусской возвышенности встречаются на отметках до 205 м, что на 80 м выше Десны.

Строение речных долин

Наиболее древняя и глубокая долина реки Десны на участке от с. Неготино до с. Острая Лука не перекрывалась льдами днепровского ледника. Поэтому древний аллювий и террасовые уровни здесь сохранились наиболее полно. В видимом рельефе особенно четко прослеживаются пойменная и две нижние надпойменные террасы. Ряд исследователей выделяют в долине еще два более высоких и три погребенных террасовых уровня.

Четвертая высокая терраса прослеживается только за пределами границы днепровского ледника. Она перекрыта лёссом мощностью до 15–20 м. Аллювий маломощный, обычно 2–5 м, максимально до 11 м. В его составе много красноцветов, нередко встречается белый кварцевый песок, то есть отложения, характерные для конца неогена. Обращает внимание значительная (до 10–20 км) ширина террасы. Аллювий залегает на меловом цоколе с минимальными отметками 185–186 м, что на 50 м выше межени Десны. Над меженью рек Неруссы, Харасеи и Журавки цоколь поднимается на 20–30 м. На поверхности террасы выявлены неглубокие древние долины-размывы, заполненные доднепровскими плотными безвалунными суглинками, перекрытыми подморенными флювиогляциальными песками и днепровской мореной. Высокое положение четвертой террасы над меженью Десны связано с новейшим поднятием Среднерусской антиклинали. В верховье р. Десны и на реках правобережья высота раннечетвертичной террасы заметно снижается. По долине Ипути не выделяют террас выше второй. Возможно, они погребены под флювиогляциальными отложениями и аллювием широкой второй террасы.

Третья терраса высотой 25–40 м выделяется многими исследователями в долинах рек Десны и Судости. Возраст террасы датируется как московский. В рельефе терраса выражена плохо. Слагающий её «аллювий» обычно представлен флювиогляциальным материалом и не имеет типичных для речной террасы фаций.

Отсутствие чётко выраженных в рельефе террасовых уровней и речных отложений, образовавшихся в отрезке времени от днепровского оледенения до микулинского межледниковья, затрудняет анализ развития долин в конце среднего плейстоцена. Есть основание полагать, что в это время территория занимала невысокое положение, и преобладал процесс заполнения и расширения долин при весьма слабой глубинной эрозии.

Вторая и первая надпойменные террасы хорошо выражены на всех крупных реках Брянской области. Вторая терраса в долине Десны имеет высоту 10–25 м. Её внешний край ограничен чётким уступом. Тыловой шов выражен хуже, но всё же достаточно заметен в рельефе. Площадка наклонена в сторону реки, что при значительной ширине террасы (до 2–3 км) создает разницу высот на поперечнике до 5–8 м. Мощность аллювия колеблется от нескольких метров до 20–30 м.

Подошва валдайского аллювия второй террасы р. Десны у д. Павловки залегает на 10 м выше уреза воды. Формированию второй террасы предшествовал период длительного накопления аллювия в среднем плейстоцене и в микулинское межледниковье. В ранневалдайское время произошло небольшое врезание рек, а затем, в условиях холодного и сухого климата, когда в маловодную Десну поступало со склонов большое количество продуктов физического выветривания, долина заполнялась плохо сортированным песчаным аллювием без типичных пойменных фаций.

Первая терраса встречается у всех рек Брянской области. В рельефе она выражена чётко, отделена уступами от поймы и второй террасы. В долине р. Десны её ширина достигает 2,0–2,5 км (рис. 17). Площадка террасы горизонтальная или слабо наклонная. Её высота у крупных рек не превышает 8–12 м, по притокам снижается до 5–4 м. С поверхности терраса сложена песками. На правом берегу Десны у д. Павловки мощность верхнего поздневалдайского горизонта аллювия равна 5,42 м, а его постель лежит на уровне межени. В цоколе залегает более древний супесчаный аллювий, который формировался в условиях межледниковья. Время формирования аллювия первой террасы все исследователи определяют как поздневалдайское.

Рис. 17. Схематический поперечный геолого-геоморфологический профиль через долину р. Десны

(Шевченков, Шевченкова, 2002)

Пойменная терраса хорошо выражена в долинах всех рек Брянской области. У с. Владимировка (Рогнединский район) ширина пойменной террасы р. Десны достигает 1,0–1,5 км при высоте 2–3 м. У г. Брянска она повышается до 5–6 м при ширине 1–3 км. В ней хорошо выражены две ступени: нижняя высотой 1,5–2,0 м, и верхняя 4–5 м. Особенно расширена пойма р. Десны в Свеньской ванне, где на 1,0–1,5 м уменьшается её высота. Пойма здесь сильно дифференцирована, много старичных и пойменных меандров. Тыловая часть поймы заболочена и заторфована, а её уровень лежит почти на уровне межени. Мощность голоценового аллювия на Владимирском поперечнике 7–10 м, к г. Брянску увеличивается до 12 м. Повсеместно голоценовый аллювий подстилается древним аллювием. В составе пойменного аллювия выделяются все фации, но заметно преобладает русловая. Контакт пойменного и руслового аллювия обычно лежит несколько выше межени. На Владимирском поперечнике мощности фаций современного аллювия составляют: пойменной – 2,25 м, стариц – 0,87 м, русловой – 3,75 м. Примерно такие же соотношения фаций характерны для Брянского поперечника. Ниже г. Брянска мощность пойменного голоценового аллювия постепенно нарастает до 14–15 м, а ширина террасы достигает 4 км. Только на участке между реками Ревной и Навлей пойма сужена, а ее высота увеличивается на 1–2 м, что может быть связано с влиянием Навлинского поднятия.

Пойменная терраса р. Судости исследована особенно детально на поперечниках у населенных пунктов Посудичи, Сетолово и Елисеевичи. Ширина террасы на верхнем отрезке 0,5–1,0 км, к низовью расширяется до 2–4 км. По сравнению с деснинской, терраса р. Судости хуже дифференцирована, микрорельеф почти отсутствует, изредка встречаются плоские прирусловые валы и сегменты прирусловых отмелей. Высота террасы на всем протяжении небольшая (1 м). Только у д. Сетолово пойменная терраса повышается до 3,5 м, появляются две ступени, ширина поймы уменьшается до 150 м, отмечаются врезанные меандры. Поверхность пойменной террасы на всем протяжении заболочена и часто заторфована, а в составе пойменного аллювия много суглинистого материала, что заметно отличает пойму р. Судости от опесчаненной поймы Десны. На всем протяжении пойменная терраса р. Судости аккумулятивная, мощность аллювия несколько повышенная (до 8 м у с. Посудичи).

Пойменная терраса р. Ипути имеет ширину до 2,0–2,5 км. Высота её на всем протяжении не превышает 3 м. Поверхность террасы плоская, нередко сильно заболочена, много старичных меандров. Аллювий поймы преимущественно песчаный. Его мощность достигает 10–12 м, а постель голоценового аллювия опущена на 8–9 м ниже межени.

Широкие пойменные террасы выделяются в долинах левых притоков Десны у рек Неруссы, Сева, Навли. Обычно они имеют аккумулятивное строение (мощность аллювия до 10–15 м), но при пересечении Севского поднятия становятся цокольными и даже эрозионными, а их высота увеличивается на 2–3 м.

Пойменные террасы имеют голоценовый возраст и сформировались за относительно короткое время, примерно за 10–12 тыс. лет. Формированию аккумулятивного массива поймы предшествовал период заметного вреза долин, на 7–12 м ниже межени, во время которого происходило расширение долины на уровне подошвы поймы, формирование широкой ванны, которую в дальнейшем и заполнил аллювий. Средняя скорость накопления пойменного аллювия в долине р. Десны составляла около 1 мм/год. Формированию широких пойменных террас за столь короткий геологический отрезок времени способствовало наличие широких долин на уровне первой и второй террас, днище которых было выполнено валдайскими и микулинскими рыхлыми отложениями, которые легко перерабатывались боковой и глубинной эрозией, а также обилие продуктов физического выветривания, оставленных валдайской ледниковой эпохой. Поэтому аллювий пойм представлен преимущественно песчаными фракциями русловой фаций. Пойменная фация аллювия не успела еще окончательно сформироваться и на её долю приходится около 35 % объёма пойменного массива. В настоящее время происходит быстрое наращивание пойменной фации, хотя боковая эрозия привносит в верхние горизонты пойменной фации значительную долю песчаных фракций.

В последние десятилетия в связи с усиленной распашкой приречных склонов заметно возросло поступление в поймы продуктов склоновой эрозии, особенно в весеннее время. В связи с этим происходит быстрое заиливание пойм. С развитием речных долин теснейшим образом связано оврагообразование, особенно сильно проявившееся на опольях. Наиболее расчленена балками и оврагами Среднерусская возвышенность. Только на склонах к долине р. Неруссы находится более 80 крупных балок и много мелких оврагов общей длиной почти 1000 км. Густота овражно-балочной сети достигает здесь 2 км/км². Густая сеть оврагов расчленяет верхние части бассейнов рек Усожи, Сева, Навли. На Брянской возвышенности только в бассейне небольшой речки Волончи образовалось 52 оврага общей длиной около 60 км. Густота овражной сети достигает здесь 2–3 км/км² (рис. 18).

Рис. 18. Овражно-балочное расчленение

Брянской возвышенности

На некоторых участках Брянского ополья до 40 % площади занято балками и оврагами. Сильно расчленены оврагами склоны Трубчевской, Стародубской, Вщижской, Дубровской и Рогнединской возвышенностей (рис. 19).

Росту врагов способствовали поднятие территории в четвертичном периоде и связанный с ним глубокий врез речных долин, создавший большую «энергию» рельефа, лёссовый состав покровных пород, ливневый характер осадков в тёплую половину года и интенсивное снеготаяние весной. Определённую роль в росте уже возникших оврагов играют обильные водоносные горизонты и трещиноватость меловых пород. Ориентировка большинства эрозионных форм в Новозыбковском районе совпадает с ориентировкой трещин в меловых породах. Трудно оценить в целом степень антропогенного влияния на развитие оврагов, хотя оно и весьма существенно. Некоторые исследователи считают, что основная масса небольших оврагов имеет «антропогенное» происхождение и их образование связано со сведением лесов и распашкой склонов.

Рис. 19. Овражно-балочное расчленение

Трубчевской возвышенности

Крупные придолинные балки и овраги заложились очень давно, до днепровского оледенения, и их первоначальный рост был связан с углублением речных долин в раннем плейстоцене. В среднем плейстоцене, в связи с заполнением долин аллювием, рост оврагов замедлился или прекратился. Новое оживление овражной эрозии происходило в конце плейстоцена и раннем голоцене, когда активизировалась глубинная и боковая эрозия. Однако далеко не все балки успевали углублять тальвеги и «оторвались» от русел рек на уровне второй или первой террас и превратились в «висячие» формы. Дальнейшее их развитие определялось климатическими и антропогенными факторами. Голоценовый цикл заполнения долин и формирование широкой аккумулятивной поймы привели к дальнейшему отрыву балок от русел рек и затуханию оврагообразования. Только на отдельных участках, где меандры рек подходят к устьям балок, в настоящее время глубинная овражная эрозия достигает русел рек.

Поиск по сайту: