Геологической структуры и рельефа угранского района смоленской области

Отчасти тектоническим соответствием Угорско-Протвинской низины можно считать Брянско-Рославльский прогиб, формировавшийся с девона по мел и нарушенный кайнозойской локальной тектоникой.

Однако тектонической основой Угорско-Протвинской низины является не только Брянско-Рославльский прогиб. Восточная ее часть приурочена к одному из структурно-денудационных уступов, заложившихся, судя по датировке имеющейся здесь как минимум одной крупной палеодолины [12, 13, 27], не позднее среднего карбона: развитие ее здесь связано непосредственно с регрессией карбонового моря.

Таким образом, Угорско-Протвинская низина генетически, геохронологически и структурно разнородна.

Кайнозойские локальные поднятия и депрессии – тектонические структуры 3-гопорядка - служат основой ряда локальных морфоструктур, имеющих преимущественно переходное от прямого к обратному выражение в рельефе. Так, крыльям Русановского и Мытишинского поднятий соответствует обращенный рельеф (низина по Угре, Гордоте, Расловке); сводовые же их части выражены в рельефе как небольшие возвышенности. Добровское поднятие почти целиком выражено в рельефе инверсионно. Милятинская депрессия в северной части выражена прямо, а в южной соответствует северному цоколю Спас-Деменской гряды (см. рис. 2, 3).

Разнообразие соотношений структуры и рельефа объясняется тем, что тектонический прогиб, в котором в палеозое заложилась речная сеть, на одних участках долгое время развивался унаследовано или был стабилен, а на других был вовлечен в поднятие, и реки на этих участках развивались по антецедентному пути, в результате чего крылья, а местами и своды поднятий оказались эродированными. И наоборот, вследствие ледниковой аккумуляции и сохранности меловых пород в Милятинской депрессии эта структура частично соответствует положительному рельефу.

Наибольшую площадь имеет зандровая равнина, причем в ее состав мы включаем так называемую третью надпойменную террасу рек, предпочитая называть ее долинным зандром (см. рис. 6), поскольку на территории, во всяком случае, Смоленской области доказано водноледниковое происхождение «третьих террас»: они являются камовыми террасами, образовавшимися в период деградации московского ледникового покрова (32).

Типичным морфологическим признаком зандровых равнин является их пологоволнистая поверхность. Однако этот признак в пределах нашего района имеет значительную вариативность, а вдоль долины Угры в окрестностях Знаменки и низовий Волосты вообще не выявляется: значительное эрозионное расчленение рельефа здесь производит впечатление холмистости. (рис. 12). Относительные превышения здесь составляют 30-35 м/км², а возле устья Волосты до 43 м/км². Так же глубоко зандровая равнина расчленена и на востоке района (Федотково-Кобелево). Кроме того, второй важный геоморфологический параметр – густота речной сети - в этих местах достигает максимальных по району значений – 400-500 м/км². (7).

Типичный морфологический признак зандровой равнины – пологоволнистая поверхность – проявляется при продвижении вглубь междуречий, особенно на правобережье Угры. Здесь преобладают превышения не более 10-15 м/км² (рис.13). Пологие холмы или волны высотой 5-10 м, размерами 500-800 м в поперечнике перемежаются с неглубокими (до 1,5-2 м) лощинами, образующими густую сеть. Эта сеть связана с речной сетью, по ней осуществляется сток снеговых и дождевых вод. Сеть лощин наследует сеть мелких ложбин стока талых ледниковых вод.

Густота речной сети 300-400 м/км². В центральных частях междуречий, например, на междуречье Угры и Пополты, рельеф становится более плоским. Преобладают превышения в пределах 5 м/км². Речная сеть редеет до 200-220 м/км², а местами, как, например, в верховьях р. Сигосы, не превышает 140 м/км²; появляются очень пологие обширные заболоченные понижения с почти полным отсутствием постоянных водотоков.

Мощность флювиогляциальных отложений, за исключением придолинных частей междуречий, не превышает 1-1,5 м. Поэтому волнистость зандровой равнины здесь обусловлена волнистым рельефом погребенной равнины основной морены и слегка подчеркнута ледниково-эрозионными ложбинами. Места интенсивного размыва морены, где талые воды концентрировались в мощные потоки, опознаются по россыпям валунов на поверхности (см. геоморфологическую карту – рис.6).

Флювиогляциальная толща, слагающая оз, неоднородна. Сменяются по вертикали до шести слоев различной гранулометрии и текстуры (рис.14).

В расчистке на гребне оза (рис. 14(3)) выделяется своей мощностью слой тонкозернистого песка или алеврита, аналогичный второму сверху слою в одной из расисток в Устьинском карьере (рис. 14(1)).

В верхней части этого слоя в теле озовой гряды имеются плотные ортзандовые³⁴ образования. Интересной деталью является косая и невыдержанная слоистость, местами петлеобразные завихрения ожелезненных слоев. Ортзандовый горизонт погребен под верхним слоем флювиогляциала – слоистым гравийным песком, причем подошва слоя ровная и четкая.

Вряд ли такая неправильная форма ортзандов возникла изначально. По-видимому, вмывание окислов железа из поверхностных слоев вглубь происходило еще до завершения флювиогляциальной аккумуляции. Это подтверждается наличием не одного, а нескольких ожелезненных слоев. Ортзандовые слои, первоначально горизонтальные, деформировались оплыванием и криосолифлюкцией. Сходное строение флювиогляциальных песков обнаруживается в одной из расчисток в карьере (рис. 14(1)), где наблюдается нерегулярное переслаивание песка и супеси, а ортзанды имеют такие же и даже более причудливые очертания, чем в расчистке №3.

О чем же говорят деформации слоев флювиогляциальных отложений? В них мы видим подтверждение вывода Н.С. Чеботаревой и соавторов (23) о том, что основная денудационная переработка ледникового рельефа (в частности, московского оледенения) произошла еще до завершения его формирования, то есть на этапе деградации ледникового покрова.

Верхняя часть слоя тонкозернистого песка, из которого окись железа вымывалась вниз, как мы предполагаем, была смыта. Поверх нее позднее, при интенсификации таяния массива льда, с перемывом при этом морены, был отложен гравийный песок. На это указывает резкая граница между слоями. Устояли в процессе смыва нижние наиболее плотные ожелезненные прослойки. Однако еще до смыва верхней части этого слоя, в предшествующий этому период постепенного таяния массивов мертвого льда слои песка с ортзандовыми прослойками оплыли по мере таяния льда и под воздействием криосолифлюкции в условиях отсутствия растительного покрова.

Происхождение исследованного оза и озоподобных пологих холмов поблизости от него мы связываем с флювиогляциальной аккумуляцией в открытой трещине мертвого льда. На трещинное происхождение указывает, во-первых, прямолинейность гряды и совпадение ее ориентировки (СЗ-ЮВ) с одной из двух типичных для этого района ориентировок трещиноватости коренных пород, обусловившей преобладающую ориентировку доледниковой ложбинно-речной сети. Во-вторых, это подтверждается укрупнением гранулометрического состава отложений на склонах оза по сравнению с его гребнем, что мы объясняем термоэрозией бортов трещины талыми водами. В-третьих, нигде на обследованном участке мы не встретили типичного для внутри- и подледниковых флювиогляциальных форм покрова абляционной морены.

Причину же возникновения значительной группы озов именно в данной части района мы видим в следующем.

Полоса мертвого льда, занимавшего большую часть нынешнего Угранского района, была значительно обводнена. Местами над неровностями ложа лед имел повышенную трещиноватость. По трещинам и каналам во льду циркулировали талые воды, отлагая флювиогляциальный материал. Однако в полосу мертвого льда по относительно крутому склону низины повторно выдвигались языки активного льда, деформируя массивы мертвого льда и разрушая отлагавшиеся в нем водноледниковые тела. Поэтому после таяния этих массивов они проецировались на ложе ледника не в виде озов и камов, а в виде пологих холмов и волн. И только там, где массивы мертвого льда были защищены от ледника с проксимальной стороны наиболее высокой частью Вяземской возвышенности, формы заполнения трещин почти не были нарушены. Местами озы были разорваны и размыты талыми водами.

Юго-восточнее, близ Подсосонок, по остаткам конечных морен реконструируется положение краев мелких языков, которые нашли отражение на схеме Н. С. Чеботаревой и др. (рис.10). к угловым массивам закономерно приурочены наиболее высокие в этой части района отметки рельефа – 223 и 245 м. угловые массивы - это местные ледоразделы, образованные при надвигании ледника на повышения ложа (23). В данном случае эти повышения представляют собой останцы нижнемеловых глин и суглинков.

Казалось бы, моренно-зандровая равнина должна иметь большие перепады высот, чем зандровая: на моренно-зандровых равнинах перекрывающие моренную равнину пески выравнивают ее. Но, как мы только что убедились, разница, за небольшими исключениями, отсутствует. Дело в том, что определяющую роль в данном случае играет фактор местного базиса эрозии. В нашем районе моренно-зандровые равнины находятся в основном в бассейнах Вороны и Пополты. Урезы вод этих рек лежат в высотном интервале 200-170 м против 180-150 на Угре. Таким образом, реки зандровой равнины имеют значительно более низкие базисы эрозии, что способствует как вертикальному, так и горизонтальному развитию гидрографической сети.

Моренные равнины в пределах района морфологически мало отличаются от зандровых. В облике рельефа господствует все та же пологоволнистая поверхность, значительно расчлененная на приречных территориях на северо-западе района, особенно по р. Волосте, а на юге близкая к плоской.

В южной части района, в центре обширного Милятинского языкового бассейна речная сеть даже более редка, чем в глубине Угорско-Пополтского междуречья. Показатель густоты речной сети здесь падает до 70 м/км2 (Вертехово, Баскаковка). Несмотря на относительно приподнятое положение, эта местность изобилует мелкими бессточными заболоченными западинами. Их очертания маркируют пути стока талых ледниковых вод. Однако, наряду с мелкими ложбинами, здесь находится и крупнейшая в районе водораздельная ложбина стока, соединяющая реки Песочню (приток Пополты) и Неручь (приток Десны) Иначе говоря, эта ложбина пересекает Днепровско-Волжский водораздел. «Горбатый» продольный профиль ложбины (со Спас-Деменской конечной мореной посередине) наводит на мысль о ее происхождении путем эрозии талых вод, стекавших под гидростатическим напором [23] по внутриледниковому каналу в пра-Пополту. Примечательны и несколько меньшие ложбины водноледникового стока; целый ряд таких ложбин обеспечивали переток вод из бассейна пра-Пополты в прадолину Угры: от Пополты к Сигосе, от Пополты к Угре через Большую Слочу. В озеровидном расширении этой ложбины возникло (как мы предполагаем, в результате таяния погребенной глыбы мертвого льда – это явление получило условное название «термокарст») небольшое озеро с говорящим названием Бездонное.

Одна из многочисленных лощин – некогда ложбин стока талых ледниковых вод.

Западнее (Холмы, Буда) облик моренной равнины оживляется благодаря развитию камов. В пределах нашего района они более низки и расплывчаты, чем в области их основного распространении – на Спас-Деменской гряде. В Угранском районе «недоразвитые камы» имеют высоту лишь 5-10 м при поперечнике до 0,5 – 1 км. По-видимому, чем севернее, тем большее деформирующее воздействие активных языков испытывали массивы мертвого льда. Эта вариативность рельефа отмечена народной топонимикой: севернее Холмов до 1980-х годов была деревня с названием Холмишки.

Изучив вертикальную и горизонтальную расчлененность рельефа и ее связь с различными физико-географическими факторами, можно сделать следующие выводы.

В целом в пределах района различия в густоте речной сети не имеют обычно отмечающейся связи с литологическим составом поверхностях отложений. Густота речной сети обусловлена, во-первых, глубиной эрозионного расчленения: при глубоком врезе эрозионных форм даже в небольшом овраге, врезавшемся до межморенных ил карбоновых водоносных горизонтов, существует постоянный водоток. А степень вертикального эрозионного расчленения зависит прежде всего от удаленности от крупных глубоко врезанных рек. Во-вторых, густота речной сети находится в прямой зависимости от величины уклона земной поверхности.

Долина р. Песочни наследует одну из крупных водораздельных ложбин, по которым в конце плейстоцена (12700-11700 лет назад) шел переток вод московского ледника между Днепровским и Волжским бассейнами.

2.1.2. Речные долины, овраги и балки
Речные долины занимают в районе небольшую площадь. Максимальная ширина долины Угры не превышает 7 км, тогда как, например, в Верхневолжской низине, в Припятском Полесье куда меньшие реки имеют более широкие долины. В большей же части района ширина долины Угры не более 2-3 км, а местами сужается до 1,5 км. Другой особенностью долины Угры и ее притоков является преимущественное цокольное строение террас. При этом на всем протяжении долины Угры чередуются участки с цокольными и аккумулятивными поймой и первой надпойменной террасой. (12, 31).

Малая ширина долин, необычная для полесий, объясняется продолжительной тенденцией территории района, как находящегося в пределах карбонового плато, к поднятию, при котором реки не разрабатывали долины вширь, а врезались вглубь, развивая продольный профиль. При этом локальная дифференциация вертикальной неотектоники по знаку и амплитуде привела к чередованию участков долин с разными спектрами террас и различной мощностью аллювия. Полный набор аккумулятивных террас и серии цокольных террас с выпадением отдельных ступеней приходятся соответственно на тектонические депрессии и поднятия. (рис. 2, 6). Согласно П.Г. Шевченкову (32), продольный профиль Угры состоит из участков с резко различными уклонами. Уклоны максимальны на нижних по отношению к течению крыльях поднятий, несколько меньше на спуске рек в депрессии, и минимальны (близки к нулевым) на участках, приходящихся на верхние по течению крылья поднятий и нижние крылья депрессий. В этой последовательности наблюдается расширение речной долины. Отметим при этом, что на участках вреза русла в кровлю коренных пород эта общая закономерность осложнена сменой уклонов подчиненного порядка, обусловленной чередованием наклонно залегающих пластов, обладающих различной степенью стойкости к размыву.

Вторая надпойменная терраса есть только на Угре. Она самая широкая из всех цикловых террас. Первая терраса развита на Угре повсеместно, но нигде не расширяется более чем на 500 метров. На притоках Угры – Волосте, Гордоте, Расловке – первая терраса в виде фрагментов появляется с середины течения этих рек.

Максимальная ширина поймы – 400 м (на Угре в Всход, где долина пересекает тектоническую депрессию). На большем протяжении долины ширина поймы не превышает 50-100 м. Пойма имеет две ступени. Высокая пойма (5-6 м) никогда не заливается. Но и низкая пойма (1,5-2,5 м) полностью заливается не каждый год, как на Угре, так и на ее притоках. В балках и лощинах генетическим аналогом поймы является их заливаемая и подтапливаемая весенними и паводковыми водами внерусловая полоса днища.

Преимущественно восходящее развитие территории обусловило низкие базисы эрозии и местами крутые склоны речных долин. Это привело к развитию в некоторых частях района овражно-балочной сети, а на остальной его территории – сети лощин. Балки, по-видимому, представляют собой результат выполаживания склонов и заноса днищ оврагов. О древности некоторых балок говорит присутствие в них балочных террас, соответствующих первой надпойменной террасе рек.

2.3 Современные³⁵ геоморфологические процессы
Протекающие с начала голоцена процессы рельефообразования вызваны экзогенными (эрозия и аккумуляция) и эндогенными (современные тектонические движения) факторов.

Ход развития современных тектонических процессов был в общих чертах установлен методом повторных нивелировок, проведенных в послевоенные годы. Угранский район пересек нивелирный ход по железной дороге Ржев-Вязьма-Брянск. Подтвердился известный и ранее факт подъема поверхности от Сычевки до Занозной относительно участков севернее и южнее этого отрезка. При этом впервые было уточнено, что в пределах положительных тектонических структур подъем идет быстрее, чем в пределах депрессий. Иначе говоря, локальные тектонические структуры «живы», являются активными. В частности, на фоне общего подъема со скоростями от 0,7 мм/год на станции Вязьма до 4,1 мм/год на станции Занозная установлено относительное опускание (то есть более медленное поднятие) поверхности в пределах Милятинской депрессии (Вертехово-Баскаковка-Милятино) [19].

Общая тенденция к поднятию в голоцене, в итоге которого суммарный относительный подъем, как предполагается, составил до 20-30 метров, приводит к интенсивному врезанию Угры и части малых рек. Это ведет за собой комплекс эрозионных процессов: подмыв и обрушение берегов, расчленение долин и придолинных склонов междуречий оврагами и балками, активность на этих участках плоскостного смыва и линейной эрозии.

При сопоставлении геоморфологической и тектонической карт выявляется концентрация современных геоморфологических процессов в пределах крупной и наиболее интенсивно поднимающейся Добровской тектонической структуры. Влияние ее на ход экзогенных процессов находит подтверждение в факте деформации продольного профиля Угры (32). Пересекая крыло поднятия на отрезке от впадения Леонидовки (выше Знаменки) до впадения Сигосы, река глубоко врезается, появляются прирусловые обрывы высотой до 25 м, а на смену развитым у Лохова и Желаньи меандрам приходит спрямленное русло с каменистыми перекатами.

Крутые берега во многих местах нарушены оползнями; особенно крупные из них имеются возле устья Сигосы и у деревни Дрожжино. Оползни связаны с перемещением межморенного слоя по водоупору днепровской морены.

С пониженным уровнем грунтовых вод при небольшой мощности четвертичных отложений связано карстование нижнекарбоновых известняков. Карстовые формы рельефа в Угранском районе неизвестны, но в Вяземском районе (Ефремово) и близ Темкина имеются единичные карстовые воронки.

К глубоко врезанным долинам Угры и Волосты приурочен рост оврагов и промоин. Этому способствуют и наличие легко размываемых покровных суглинков, и давняя, благодаря этим же суглинкам, распаханность и невысокая лесистость территории, и движение автотранспорта по грунтовым дорогам и бездорожью со значительными уклонами.

жүктеу/скачать 392.75 Kb.

Достарыңызбен бөлісу: