Геологической структуры и рельефа угранского района смоленской области



жүктеу 392.75 Kb.
бет1/3
Дата20.07.2016
өлшемі392.75 Kb.
  1   2   3
В среднем течении реки Угра.

www.ugra.alexandrovi.ru

ФОРМИРОВАНИЕ И СТРОЕНИЕ РЕЛЬЕФА УГРАНСКОГО РАЙОНА СМОЛЕНСКОЙ ОБЛАСТИ


1. ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ ФОРМИРОВАНИЯ

ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СТРУКТУРЫ И РЕЛЬЕФА УГРАНСКОГО РАЙОНА СМОЛЕНСКОЙ ОБЛАСТИ





1.1 Доледниковый этап
Докембрий
Восточно-Европейская платформа, в том числе территория района, приняла равнинный облик около 500 млн лет назад (к началу рифея), в результате пенепленизации1 докембрийской складчатой системы – карелид..

Важнейшим для геолого-геоморфологического развития нашей территории событием рифея – венда явилось обособление, в результате опускания участка земной коры, Московской синеклизы2 от Украинско-Воронежского щита3. Изучаемая территория оказалась в области сопряжения этих двух геоструктур.


Палеозой
В течение всего палеозоя Московская синеклиза испытывала общее опускание, а Воронежская антеклиза4, обособившись к девону от материнской структуры (Украинско-Воронежского щита), унаследовала от нее долговременную тенденцию к поднятию [20]. Противоположными по знаку вертикальными движениями этих структур и избирательной денудацией5 после регрессии карбоновых морей, по-видимому, и обусловлено возникновение каскада структурно-денудационных уступов, окаймляющих с юга и юго-запада Московскую синеклизу и определяющих своеобразие орографического плана юго-западного Подмосковья, а именно юго-восточную ориентировку речных долин и водоразделов.

Наиболее значительному из таких структурно-денудационных уступов обязана своим возникновением восточная половина (от излома долины Угры у впадения Жижалы до устья Угры) Угорско-Протвинской низины. В каждый континентальный перерыв6 здесь возникали и развивались крупные речные долины (рис. 1). Чередование периодов вертикального врезания и разработки долин7 в сочетании с денудационным снижением междуречий создало обширное продольное понижение кровли коренных пород. Одновременно с указанными процессами это понижение осложнялось развитием локальных тектонических поднятий и депрессий (рис. 2).

Несколько иное происхождение имеет западная половина низины. На этой территории бурением выявлена широкая палеодолина бобриковского времени раннего карбона. Это крупнейшая из выявленных погребенных долин всего юго-западного крыла Московской синеклизы [13]. Бобриковская река имела ряд притоков. Эта речная система заложилась и развилась до размеров современной долины Волги за короткий отрезок времени – с регрессии девонского моря до визейской трансгрессии – между сводами развивающихся локальных поднятий, используя обширный тектонический прогиб [25]8. План палеодолины реконструируется разными авторами неоднозначно, а уклон интерпретируется двояко [12], [27], [31]9.

Так или иначе, Угорско-Протвинская низина существовала уже в бобриковское время раннего карбона (340-350 млн лет назад).

Карбоновое море на рассматриваемой территории просуществовало недолго, отступив к востоку еще в конце визейского века раннего карбона. Тем не менее оно оставило здесь мощную (150-200 м) карбонатную толщу, сложенную преимущественно известняками с прослоями песков и глин.
Мезозой
Доюрский этап денудации10 здесь начался раньше, чем в окрестностях Москвы (т.е. в осевой части Московской синеклизы), и продлился намного дольше – почти до мела, поскольку юрская трансгрессия не затронула территорию района. Все это время активно шла денудация, в результате которой в рельефе четко обособилась крупная низина, дренируемая достаточно мощной речной сетью.

Юрой и мелом датируется значительная перестройка тектонического плана. Начиная еще с девона, но особенно интенсивно во второй половине мезозоя на обширной площади к юго-западу от Москвы сформировался Брянско-Рославльский прогиб, соединивший Московскую синеклизу с Днепровско-Донецкой впадиной. Его ось проходит по линии Гомель – Киров – устье р. Шани. В мелу в результате максимального развития прогиба соединились моря северной и южной трансгрессии. Они отложили здесь толщу преимущественно рыхлых пород (песков, алевритов) (см. рис. 5). В связи с непродолжительностью трансгрессии толща отложений имеет незначительную мощность. С конца мела на нашей территории установился продолжающийся и ныне континентальный режим. Поэтому к началу оледенений здесь сформировалась крупная речная система. Вероятно, именно речными долинами следует считать большую часть показанных на рис. 5 глубоких врезов в дочетвертичную поверхность. Последующее неоген-четвертичное поднятие во много раз усилило интенсивность вертикального вреза рек.


Кайнозой
С началом неогена (около 25 млн лет назад) огромные территории на Земле оказались вовлечены в кайнозойский тектонический цикл, продолжающийся и в наше время и не имеющий прецедентов в фанерозойской геологической истории Земли по интенсивности и территориальному охвату.

Согласно выводу В.А. Исаченкова [16], на нашей территории кратковременный и резкий пик поднятия пришелся на рубеж неогена и четвертичного периода, причем наиболее высоко (на 80-100 м) поднялись западное и юго-западное крылья московской синеклизы, что привело к обособлению карбонового плато11 [30], [31].

В условиях интенсивного поднятия и гумидного климата неогена реки смогли врезаться на глубину до 100 метров и ниже (рис. 4; 7), не успев разработать долины и аккумулировать аллювий. Следует заметить, что низкий базис эрозии на этой территории был обусловлен не только ее поднятием, но и тем, что междуречья на нем, сложенные известняками, денудировались меньше, чем на оружающей территории, сложенной менее стойкими породами – доломитами с прослоями глин и песков (девонская низина12) и рыхлыми породами юры и мела (осевая зона московской синеклизы).

Как видно на рис. 1, р. Угра на всем протяжении имеет прадолину, в общем плане близкую к современной, а местами унаследованную ею. Погребенные долины, как и современные, за некоторыми исключениями прямо согласуются с современным тектоническим планом. Следовательно, к концу мела, т.е. к началу формирования доледниковой речной системы, тектоническое строение территории уже мало отличалось от современного. Уже в мелу рельеф в пределах Брянско-Рославльсого прогиба претерпел частичную инверсию [12], [31]. Его северо-западный борт осложнили поднятия 3-го порядка: Мытишинское, Русановское, Добровское (рис. 2); приподнялась и осевая часть прогиба (Барятинское поднятие). Между тем локальные депрессии если не развивались непрерывно с палеозоя и мезозоя, то отставали от общего поднятия и поэтому в любом случае сохраняли прямое выражение в рельефе [27]. Флювиальная эрозия в сочетании с развитием локальных поднятий привели к высокой степени вертикальной расчлененности рельефа. В таких условиях рыхлых отложения мела были смыты с большей части территории, оставшись только на ее юге, где они были изначально более мощными и залегали в депрессиях (как Милятинская) и в седловине между поднятиями. В северной части территории от денудации уцелели лишь небольшие останцы на водоразделах. Имея в разрезе форму выпуклых линз, эти останцы образуют наиболее высокие отметки коренного рельефа: 215, 216 м (рис. 4).



К началу четвертичного периода на нашей территории был создан значительно расчлененный эрозионно-тектонический рельеф.

Предчетвертичная орография территории была в общих чертах аналогична современной.

1.2 Ледниковый этап
Сопоставление трех карт - мощности четвертичного покрова, рельефа ложа четвертичного покрова и физической карты (рис. 9, 4, 3) - приводит к выводу, что суммарным результатом четвертичных оледенений явилось выравнивание рельефа. Действительно, разброс высот дневного рельефа13 на 35 – 40 м меньше разброса высот кровли коренных пород. Тем не менее, вследствие малой мощности четвертичного покрова и большой амплитуды высот его ложа дневной рельеф, очевидно, обусловлен коренным14.

Малая мощность четвертичного покрова объясняется положением территории на периферической части ледниковых покровов, причем за субширотной полосой местных ледоразделов - наиболее высоких отметок коренного ложа (Вяземское, Гжатское, Темкинское поднятия), а также тем, что территория представляла собой, как и сейчас, обширную низину. В таких низинах ледниковые потоки распластывались и растекались на мелкие языки, динамическое воздействие их на ложе резко ослабевало, а лед быстро терял подвижность и отмирал [3], [4].



Таким образом, расположение района на южном склоне Смоленско-Московской возвышенности и в доледниковой депрессии обусловило формирование здесь четвертичного покрова небольшой мощности.

В коренном рельефе обращают на себя внимание глубокие долинообразные понижения. Несмотря на четвертичный чехол, эти понижения с тем или иным смещением находят отражение в дневном рельефе и в основном унаследованы речной сетью (рис. 4, 7). Мы умышленно не называем их долинами, потому что не везде они являются продуктом только флювиального рельефообразования. Большую часть их можно считать речными долинами, но несомненно, что часть долин использовалась ледником и талыми водами и в той или иной степени преобразованы ими. Признаки наиболее сильной ледниковой обработки имеет участок прадолины Угры от низовьев Дебри до низовьев Жижалы (он пересекается геологическим профилем севернее Знаменки (рис. 7); р. Угра течет параллельно юго-восточнее). Наинизшая отметка этой депрессии коренного рельефа 50 м над уровнем моря (на фоне уровня тальвега прадолины за пределами этой ложбины 85-95 м). 50 м - это наинизшая абсолютная отметка не только для бассейна Угры. За исключением участка Клинско-Дмитровской гряды, где притоки пра-Волги рассекли ее коренной цоколь на глубину до 40 м абсолютной высоты, на всей Смоленско-Московской возвышенности отметки коренного рельефа ниже 50 м неизвестны. Примечательно, что соизмеримую глубину (до 60 м а.в.) имеет долина пра-Десны на коротком участке, который многими исследователями считается ложбиной выпахивания [3], [25].

Мы считаем экзарационным15 и переуглубление долины пра-Угры, поскольку ни флювиальная, ни гляциофлювиальная эрозия не могли создать перепад высот 50 м, не говоря уже об уклоне, обратном уклону ложа ледника.

Что же позволило здесь леднику выпахать толщу известняков мощностью 40-50 м с днища долины? По всей вероятности, благоприятная форма в плане – «бутылочное горло», широкое на севере (Жижальская локальная депрессия) и сужающееся по ходу движения ледника, что заставило поток льда, зашедший в «горло», собраться в мощный быстротекущий язык. Южное и юго-западное направление ложбины в качестве контраргумента не годится: окский ледниковый покров16 в периферической части распадался на языки, приспосабливающиеся к рельефу ложа, а, кроме того, имеются указания на юго-западное направление движения льдов в днепровское время [23].

Зная теперь об этой ложбине, мы находим объяснение и странному, казалось бы, раздвоению системы дочетвертичных долинообразных ложбин в «изломе» Угры в среднем течении, и саму причину такого причудливого плана современной ее долины. Аккумуляция последующих ледников и эрозия талых вод изменили уклон ложбины на обратный, и Угра, вслед за талыми водами, воспользовалась этим участком, а короткий широтно-ориентированный отрезок долины пра-Угры заполнился мощной песчаной толщей, отложенной потоком талых вод, и стал широкой и плоской зандровой ложбиной, дренируемой сейчас лишь небольшой лощинно-речной системой реки Сигосы.

Приведенные факты дают основания считать, что главная перестройка речной сети произошла уже в результате первого или первых двух оледенений, в любом случае еще до середины плейстоцена. Московское оледенение17 и послеледниковая переработка рельефа лишь нанесли на уже созданный орографический рисунок последние штрихи.

Волна неогенового поднятия, активно проявившегося в полосе Валдайской, Вяземской и Среднерусской возвышенностей (т.е. в пределах карбонового плато) захватили и ранний плейстоцен, поэтому возобновившиеся в лихвинское межледниковье реки продолжали интенсивно врезаться. Этим был вызван смыв и размыв окских отложений не только на междуречьях, но и в большей части древних долин и понижений18.

Геохронология19 и стратиграфия20 среднего плейстоцена в данной работе базируется на обоснованной литолого-минералогическими и палеоботаническими исследованиями позиции ряда авторов ([1], [8], [17], [23] и др.), состоящей в раздельности и «равноправии» днепровского и московского оледенений21.

Днепровский ледник заполнил отложениями существовавшие ложбины более чем на половину их глубины. Вместе с тем на междуречьях днепровские отложения в пределах нашей территории отсутствуют. Частично это можно объяснить денудацией, помня о том, что в лихвинское межледниковье опускание карбоновое плато отставало от общего опускания Смоленско-Московской возвышенности [16] Однако одного этого объяснения недостаточно: на профиле (рис. 7) видно, что днепровская морена появляется на междуречьях Вяземской возвышенности, где залегает слоем до 25 м, несмотря на более устойчивую тенденцию этой возвышенности к поднятию в неоген-четвертичное время, чем Угорско-Протвинской низины. Дело еще и в том, что покров днепровских отложений был изначально маломощным22.

В одинцовское межледниковье, благодаря частичному заполнению долинообразных понижений днепровской мореной и вовлечению территории района в слабое опускание, рельеф здесь был сравнительно слабо расчленен. Вследствие этого в долинообразных понижениях существовали крупные озера, накопившие в своих котловинах значительные толщи осадков. Однако, как отмечает В. А. Исаченков [14], перед началом московского оледенения низины в пределах карбонового плато занимали более высокое положение, чем окружающие их низины, испытывавшие в раннем и среднем плейстоцене большее опускание. Поэтому Угорско-Протвинская низина имела глубже врезанную речную сеть, а, кроме того, в ее рельефе выделились полупогребенные доднепровские понижения. Относительно сильная расчлененность рельефа района к началу московского оледенения сыграла важную роль в формировании особенностей его современной морфоскульптуры23.

Московский ледниковый покров был на нашей территории последним и его рельефообразующая роль по сравнению с предшествующими ледниками здесь явилась главной. Поэтому историю формирования рельефа в московское время мы рассмотрим подробнее.

В пределах Угорского и Деснинского потоков московского ледника, формировавших на нашей территории ледниковый рельеф соответствующего возраста, выделяются, помимо линии максимального распространения ледника, три основные полосы конечно-моренного рельефа, соответствующие трем задержкам ледникового края в регрессивную фазу оледенения [16]; [31].

Преодолев водораздел Смоленско-Московской возвышенности, ледник почти беспрепятственно продвинулся к югу до линии своего максимального распространения, откуда после кратковременной осцилляции отступил к линии Ельня – Спас-Деменск – Барятино – Серпейск – северо-западнее Мещовска – устье р. Шани. Здесь ярко выраженные в рельефе краевые образования отмечают фазу длительного стояния края ледника, когда он упирался в Барятинское, Спас-Деменское и Мещовское поднятия, и по их северным склонам интенсивно сгружался моренный материал. Вероятно, уже на этой стадии произошла аккумуляция донной морены на территории района исследования. Затем по линии Дорогобуж – Вязьма произошло отчленение и омертвение24 широкой полосы льда. Указанием на это служит полное отсутствие на большей части Угорско-Протвинской низины конечных морен и, напротив, присутствие, хотя и локальное, форм аккумуляции водноледникового материала в полостях и трещинах мертвого льда – камов и озов25. При этом на юго-западе территории встречный уклон ложа заставил талые воды оттекать по внутриледниковым каналам на восток и северо-восток, к пра-Угре [34], [35].

На стадии деградации ледникового покрова потоки талых вод, постепенно врезаясь, спроектировались на ложе, образуя неглубокие, но широкие ложбины (см. рис. 6). В наше время по этим ложбинам текут малые реки (Большая и Малая Вороны, Пополта, Малая и Большая Слочи, Песочня, Сигоса, Вербиловка и другие), причем Песочненская, Городечненская и Малая Вороненская ложбины пересекают Спас-Деменскую гряду, являющуюся частью Днепровско-Волжского водораздела.

Изученное нами строение верхней части флювиогляциальной26 толщи в карьере у устья р. Слочи (см. рис. 14) проливает свет на картину дегляциации27 в московское время. Вскрытая часть толщи имеет трехчленное строение с четкими границами между слоями. По-видимому, три слоя отложений отвечают трем фазам флювиогляциальной аккумуляции. Нижний слой вскрытой толщи, представленный крупнозернистым гравийным песком, было отложен талыми водами, перемывавшими морену и, возможно, размывавшими с боков сохранявшиеся глыбы мертвого льда. Затем медленно текущими водами отлагался приносимый издалека тонкозернистый песок. К этому времени лед растаял, на что указывает отсутствие в песке грубообломочного материала и четко выраженная слоистость песка без просадок и осыпей. Однако на склонах, в частности, на придолинном коренном склоне к Угре, все слойки песка, за исключением нижних нескольких сантиметров, деформированы и переслоены супесью. Полосчато-языковидная текстура этих отложений подсказывает их криосолифлюкционное28 происхождение. Залегающий сверху слой флювиогляциальной супеси деформаций не имеет. Таким образом, криосолифлюкция шла в основном еще до завершения флювиогляциальной аккумуляции - в промежутке времени, когда последняя неоднократно прерывалась. Это происходило, когда местные глыбы льда уже растаяли, а таяние массивов льда севернее данной местности еще не достигло значительной интенсивности. Четкость подошвы верхнего слоя (валунной супеси) говорит о резком усилении таяния льда и внезапном возрастании силы потоков, которые могли перемещать на некоторое расстояние уже и небольшие валуны. К этой же фазе аккумуляции относится и образование флювиогляциального покрова в центральных частях междуречий. Здесь флювиогляциальные потоки, стекая с довольно крутого склона Вяземской возвышенности и приобретая большую энергию, не столько отлагали переносимый материал, сколько размывали ранее отложенную ледником морену, унося тонкие частицы и оставляя на месте песок и грубообломочный материал. Поэтому флювиогляциальный покров содержит очень много валунов, в том числе крупных, 0,5 – 1 м в поперечнике.

Таким образом, значительные фациальные изменения по разрезу флювиогляциальных отложений и резкость границ слоев позволяют сделать вывод, вслед за Н. С. Чеботаревой [23] и А.А. Асеевым [3, 4] о скачкообразном характере деградации московского ледника29 и, следовательно, таком же характере флювиогляциального морфолитогенеза30.

Другой важной особенностью флювиогляциальной аккумуляции,


Геологическая колонка

Литологическое описание

Литогенетическая и палеогеографическая интерпретация




Супесь разнозернистая ожелезненная валунная – 1,2-1,7 м


Происходит таяние основного ледникового покрова. Талые воды в районе расчистки действуют в перигляциальных условиях (лед здесь уже растаял).





а) песок белесоватый и палевый тонкозернистый очень однородный горизонтально слоистый – 1,6 м;


б) неправильное переслаивание ярко-желтого тонкозернистого песка и свтло-коричневой супеси – 1,5 м

Резкая граница между слоями «а-б» и нижележащим слоем (грубозернистый и гравийный песок) свидетельствует о резком угасании интенсивности таяния ледникового покрова (таяние полосы мертвого льда в значительной степени завершено, а интенсивное таяние основного массива еще не началось)





а) песок гравийный грубозернистый – вскрыто 1,5 м;


б) песок с большим содержанием гравия – вскрыто 0,5 м

Размыв морены и отчленившейся периферической полосы льда




Колонка отложений верхней части флювиогляциальной толщи (карьер у устья р.Слочи)

определившей специфику водноледникового рельефа района, была быстрая локализация талых вод в ложбинах стола. Это было обусловлено значительной расчлененностью рельефа, сформировавшегося к началу московского оледенения и незначительно сглаженного маломощным слоем московской морены. Вследствие этого повышенные участки низины заливались талыми водами ненадолго, и здесь сформировался маломощный слой песков и супесей (0,5 – 0,7 м). А наиболее высокие участки моренной равнины на северо-западе, востоке и юге района и вовсе не были затронуты транзитными потоками талых вод.

Основная ложбина стока пролегла по оси низины. По мере локализации талых вод в ложбинах стока, в наиболее низкой части низины сформировались долинные зандры31. Впоследствии в этой полосе, большей частью наследуя погребенную долину, заложилась река Угра. В ложбинах стока 2-го порядка, также сильно разработанных флювиогляциальными потоками, возникли Волоста, Дебря, Гордота, и другие левые притоки Угры, а также Пополта, Большая Ворона, Сигоса, Ужрепт. Реки Жижала, Волоста, Сигоса, Дебря, на отдельных участках Расловка и Б. Ворона унаследовали, кроме того, доледниковые долины. Некоторые реки, не имеющие предшественников в доледниковой гидросети, возникли, по-видимому, в маргинальных ложбинах стока, т.е. в ложбинах, выработанных при обтекании ледниковых языков талыми водами при уклонах, встречных к ложу ледника [23]. Это Угра на широтном участке течения (Мархоткино – Всходы), Ужрепт и низовья Гордоты и Расловки. Все реки ложбин стока имеют ширину и степень разработанности долины, несоразмерно малые по сравнению с шириной и глубиной понижений, в которые они вложены. Для иллюстрации укажем на реку Пополту (рис. 13), унаследовавшую крупную ложбину стока и имеющую долину, в которой есть только пойма и маленький фрагмент 1-й надпойменной террасы.

По сравнению с остальной частью средней полосы Русской равнины в бассейне Угры унаследованных прадолин относительно много. Как мы уже упоминали, это объясняется их большой глубиной и малой мощностью четвертичного покрова. Благодаря этому многие послеледниковые реки «нашли» сохранившиеся в рельефе понижения.

Еще одним важным следствием гетерогенности долин является их геолого-геоморфологическое (и ландшафтное) разнообразие, проявляющееся в сочетании широких унаследованных участков долин с узкими и глубокими молодыми долинами и их участками.

Характер речных долин отражается и на рельефе междуречий, который мы будем рассматривать в разделе 2.2 «Морфоскульптура».



Р. Малая Слоча. Малая река в глубокой долине. На моренно-зандровой равнине это признак наследования рекой доледниковой долины (в данном случае притока пра-Угры).



Междуречье Угры и Пополты (д. Глухово). Моренно-зандровая равнина.
  1   2   3


©dereksiz.org 2016
әкімшілігінің қараңыз

    Басты бет