Среднерусская эрозионная возвышенность с широколиственными лесами, лесостепью и степью. Где находится Среднерусская равнина? Среднерусская возвышенность вывод о зависимости рельефа

Тема: «Объяснение зависимости расположения крупных форм рельефа и месторождений полезных ископаемых от строения земной коры на примере отдельных территорий».
Цели работы: установить зависимость между размещением крупных форм рельефа и строением земной коры; проверить и оценить умение сопоставлять карты, объяснять выявленные закономерности; по тектонической карте определить закономерности размещения магматических и осадочных полезных ископаемых; объяснить выявленные закономерности.

^ Ход работы

1. Сравнив физическую и тектоническую карту атласа, определите, каким тектоническим структурам соответствуют указанные формы рельефа. Сделайте вывод о зависимости рельефа от строения земной коры. Выявленную закономерность объясните.

2. Результаты работы оформите в виде таблицы.

4. Как обозначены на карте типы месторождений магматических и метаморфических? Осадочных?

5. Какие из них встречаются на платформах? Какие полезные ископаемые (магматические или осадочные) приурочены к осадочному чехлу? Какие к выступам кристаллического фундамента древних платформ на поверхность (щитам и массивам)?

6. Какие типы месторождений (магматические или осадочные) приурочены к складчатым областям?

7. Результаты проведенного анализа оформите в виде таблицы, сделайте вывод об установленной зависимости.

^ Практическая работа № 4

Тема: «Определение по картам закономерностей распределения солнечной радиации, радиационного баланса. Выявление особенностей распределения средних температур января и июля, годового количества осадков по территории страны».
^ Цели работы: определить закономерности распределения суммарной радиации, объяснить выявленные закономерности; изучить распределение температур и осадков по территории нашей страны, научиться объяснять причины такого распределения; учиться работать с различными климатическими картами, делать на основе их анализа обобщения, выводы.
^ Ход работы

1. 
   Рассмотрите рисунок 31 на странице 59 в учебнике. Как показаны величины суммарной солнечной радиации на карте? В каких единицах она измеряется?
2. 
   Определите суммарную радиацию для пунктов, расположенных на разных широтах. Результаты работы оформите в виде таблицы.

1. 
   Сделайте вывод, какая закономерность просматривается в распределении суммарной радиации. Объясните полученные результаты.
2. 
   Рассмотрите рисунок 35 на странице 64 учебника. Каким способом показано распределение январских температур по территории нашей страны? Как проходят изотермы января в европейской и азиатской частях России? Где расположены территории с самыми высокими температурами января? Самыми низкими? Где находится в нашей стране полюс холода?
3. 
   Сделайте вывод, какой из основных климатообразующих факторов оказывает наиболее существенное влияние на распределение январских температур. Краткий вывод запишите в тетрадь.
4. 
   Рассмотрите рисунок 36 на странице 65 в учебнике. Каким способом показано распределение температур воздуха в июле? Определите, в каких районах страны температуры июля самые низкие, в каких – самые высокие. Чему они равны?
5. 
   Сделайте вывод, какой из основных климатообразующих факторов оказывает наиболее существенное влияние на распределение июльских температур. Краткий вывод запишите в тетрадь.
6. 
   Рассмотрите рисунок 37 на странице 66 учебника. Каким способом показано количество выпадающих осадков? Где выпадает больше всего осадков? Где – меньше всего?
7. 
   Сделайте вывод, какие из климатообразующих факторов оказывают наиболее существенное влияние на распределение осадков по территории страны. Краткий вывод запишите в тетрадь.

НАУКИ О ЗЕМЛЕ

ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ЛЕСОСТЕПНОГО ЛАНДШАФТА НА ТЕРРИТОРИИ СРЕДНЕРУССКОЙ ВОЗВЫШЕННОСТИ (по результатам почвенно-эволюционных исследований)

Ю.Г. Чендев

Белгородский государственный университет, г. Белгород, ул. Победы, 85

[email protected]

Сравнительный анализ древних разновозрастных и современных почв водоразделов, изученных на территории Среднерусской возвышенности, показал, что современная лесостепь региона - разновозрастное образование. На северной половине Среднерусской возвышенности возраст лесостепи оценивается в 4500-5000 лет, а на южной половине - менее 4000 лет. В процессе формирования лесостепи линейные скорости надвигания лесов на степи были меньше скорости фронтального смещения климатической границы между лесостепью и степью, произошедшей в конце среднего голоцена. Для южной части Среднерусской возвышенности обнаружено существование начальной стадии гомогенного почвенного покрова лесостепи (3900-1900 л.н.) и современной стадии гетерогенного почвенного покрова с участием двух зональных типов почв - черноземов и серых лесных (1900 л.н. - XVI век).

Ключевые слова: лесостепь, Среднерусская возвышенность, голоцен, эволюция почв, скорость почвообразования.

Несмотря на более чем вековую историю исследования естественной эволюции растительного покрова и почв лесостепи Восточно-Европейской равнины, дискуссии по поводу происхождения и эволюции серых лесостепных почв, стадий голоценовой эволюции лесостепных черноземов, длительности существования современного растительного покрова лесостепной зоны продолжаются до настоящего времени . Исследователи естественной эволюции лесостепных ландшафтов используют широкий арсенал объектов и методов исследования . Однако на протяжении более 100 лет главными объектами изучения происхождения и эволюции ландшафтов региона остаются почвы -уникальные образования, в которых «записана» информация не только о современном, но и о прошлых этапах формирования природной среды.

В центре продолжающихся дискуссий по поводу происхождения лесостепного ландшафта лежит раскрытие следующих вопросов: Что первично - лес или степь, серые лесостепные почвы или лугово-степные черноземы? Каков возраст восточноевропейской лесостепи как зонального образования в его современных границах? Данные и ряд других вопросов освещаются в предлагаемой статье, которая обобщает результаты многолетних исследований авторам голоценовой эволюции почв на территории лесостепи Среднерусской возвышенности (Центральная лесостепь).

К настоящему времени определились две противоположные точки зрения на происхождение автоморфных (зональных) серых лесных почв Центральной лесостепи.

Б.П. и А.Б. Ахтырцевы отстаивают мнение о древнем (среднеголоценовом) возрасте водораздельных дубрав типичной лесостепи и обусловленном этим древнем возрасте серых лесостепных почв, произошедших от лесо-луговых почв первой половины голоцена . Указанными авторами отмечается факт позднеголоценового наступления лесов на степи (в силу естественного изменения климата), однако не признается, что ставшие лесными, черноземы на протяжении субатлантического периода голоцена могли трансформироваться в тип серых лесных почв . Александровский (1988; 2002), Кли-манов, Серебрянная (1986), Серебрянная (1992), Сычева и др. (1998), Сычева (1999) и некоторые другие авторы высказывают мнение о безлесии Центральной лесостепи в первой половине голоцена и о начале экспансии лесов на степи только в суббореальном периоде голоцена (позднее 5000 лет назад). При этом Александровским (1983; 1988; 1994; 1998 и др.) доказывается возможность позднеголоценовой трансформации черноземов в серые лесные почвы, однако в деталях не обсуждается механизм возникновения островных массивов лесов с лесными почвами среди лугово-разнотравных черноземных степей позднего голоцена.

Объекты и методы исследования

Изучаемыми объектами являются древние почвы, законсервированные под разновозрастными земляными насыпями искусственного (валы городищ и курганы) или естественного (выбросы из нор лесных животных) происхождения, а также современные полноголоценовые почвы, формирующиеся в естественных условиях вблизи насыпей. Также изучались почвы, формирующиеся на субстрате земляных насыпей, что способствовало уточнению и детализации палеопочвенных и палеогеографических реконструкций. Вспомогательными объектами исследования явились карты реконструированных ареалов лесов «докультурного» периода (XVI - первой половины XVII вв.) и археологических памятников (курганов), география распространения которых по зонам атмосферного увлажнения современного периода рассматривается для выявления дифференциации территории лесостепи по скоростям надвигания лесов на степи и возрасту лесного почвообразования.

В ходе выполнения работы был использован широкий комплекс методов исследования: генетического анализа почвенного профиля, сравнительно-географический, хронорядов дневных и погребенных почв, историко-картографический, разнообразные методы лабораторного анализа почв, а также методы математической статистики.

Лабораторные анализы почвенных образцов, отобранных на ключевых участках, выполнялись в Белгородской сельскохозяйственной академии, Белгородском НИИ сельского хозяйства, на кафедрах общей химии, природопользования и земельного кадастра Белгородского госуниверситета.

Результаты и их обсуждение

На ряде исследованных ключевых участков палеопочвы позднего бронзового и раннего железного веков, расположенные в автоморфных позициях рельефа (ровные водоразделы, водораздельные склоны, нагорные участки водоразделов вблизи речных долин), нами были идентифицированы как степные черноземы без признаков лесного пео-догенеза, либо как черноземы, находившиеся на начальных стадиях деградации под лесами (уже с признаками текстурной дифференциации профилей и наличием седоватого налета отбеленных зерен скелета в нижней половине их гумусовых профилей). Современный почвенный покров, окружающий исследованные под земляными насыпями почвы, представлен серыми или темно-серыми лесными почвами (рис. 1). На ряде других ключевых участков фоновыми аналогами степных палеочерноземов, погребенных 35002200 лет, являются черноземы, оподзоленные на ранних стадиях деградации под лесами. Обнаруженные отличия между погребенными и фоновыми почвами свидетельствуют о процессе позднеголоценовой экспансии лесов на степи и закономерной трансформации

во времени исходных степных черноземов среднего - позднего голоцена в черноземы оподзоленные (деградированные), а затем в серые лесные почвы. Согласно исследованию эволюции почв на породах различного литологического состава , период эволюционной трансформации автоморфных «лесных» черноземов в серые лесные почвы (в обстановке климатических флуктуаций позднего голоцена) имел следующую длительность: на песках и супесях - менее 1500 лет, на легких суглинках ~ 1500 лет, на средних и тяжелых суглинках - 1500-2400 лет, на глинах - более 2400 лет. Деградационная трансформация черноземов в серые лесные почвы сопровождалась снижением содержания и запасов гумуса, выщелачиванием, подкислением, перераспределением ила, наращиванием элювиально-иллювиальной части профилей, увеличением общей мощности почвенных профилей. Результаты сравнительного анализа морфометрических характеристик лесных палеочерноземов и серых лесных почв современного периода представлены на рис. 2.

Рис. 1. Местоположение ряда исследуемых объектов и профильное распределение признаков в современных серых лесных почвах (колонка почв справа) и их палеоаналогах конца суббореального - начала субатлантического периода голоцена (колонка почв слева)

Рис. 2. Ряды разностей морфометрических признаков современных серых лесных почв и их черноземных палеоаналогов на ранних стадиях деградации под лесами. Почвообразующие породы - суглинки и глины. Разность мощностей и глубин (см) на каждом участке изображена столбиками, номера столбиков соответствуют номерам участков на схеме, достоверные средние разности подчеркнуты (данные автора)

Скорость надвигания лесов на степи, происходившего на протяжении последних 4000 лет, не была постоянной во времени величиной. В эпизоды аридизаций климата (3500-3400 л.н. ; 3000-2800 л.н. ; 2200-1900 л.н. , 1000-700 л.н. ) ли-

нейные скорости наступления лесов на степи снижались, и даже вероятным было сокращение площадей лесов. Например, судя по свойствам палеопочв, приуроченных к разновозрастным археологическим памятникам в нагорной части долины р. Воронеж, в сарматский период аридизации климата (2200-1900 л.н.) имели место перерыв в облесении водораздельного склона и восстановление степных условий почвообразования на участках, занятых лесом в более ранние и в более поздние сроки. На этом участке палеопочвы, погребенные под земляными насыпями скифского (более раннего) времени, имеют более «лесной» облик, чем почвы, погребенные под насыпями сарматского (более позднего) времени, перерытые слепышинами и с более мощными гумусовыми горизонтами. После сарматского периода аридизации лес снова занял нагорную часть долины Воронежа. Современные фоновые почвы, изученные вблизи археологических памятников, являются полноразвитыми серыми лесными, отражающими длительную лесную стадию развития на протяжении многих столетий .

Для того, чтобы в деталях рассмотреть тенденции и закономерности природной эволюции природной среды и зональных почв Центральной лесостепи во второй половине голоцена, понадобилось проведение ряда расчетов.

Тремя независимыми способами было оценено положение климатической границы между лесостепью и степью 4000 л.н. - во время последнего значительного продвижения степей к северу, совпавшего с эпизодом резкой аридизации климата - наиболее значительной во всем голоцене . Первый способ (рис. 3, схема А) заключался в расчете времени возникновения лесов нагорного типа на юге, в центре и на севере лесостепной зоны. Для этого были использованы результаты личных наблюдений автора, а также сведения из ряда работ , в которых приводятся характеристики лесных почв, погребенных под оборонительными валами скифских городищ на нагорных частях речных долин (контактах склонов долин и водоразделов). Сведения по морфогенетическим характеристикам палеопочв Бельского городища были предоставлены автору работы Ф.Н. Лисецким, проводившим исследования на этом памятнике в 2003 году.

Все исследованные палеопочвы к моменту погребения были в той или иной степени изменены лесным почвообразованием и находились на разных стадиях трансформации черноземов в серые лесные почвы - от начальной стадии образования черноземов выщелоченных текстурно-дифференцированных (на Бельском и Мохначанском городищах) до конечной стадии образования темно-серых и серых лесных почв (на городищах Верхнее Казачье, Ишутино, Перехвальское-2, Перевер-зево-1). Зная время перекрытия почв искусственными наносами (даты возникновения памятников) и отрезки времени, необходимые для трансформации автоморфных черноземов различного механического состава в серые лесные почвы после поселения леса на степных участках , мы рассчитали примерное время поселения лесов на каждом изученном памятнике. Так как леса нагорного типа, в нашем понимании, уже служат индикаторами лесостепной природно-климатической обстановки, реконструируемое время характеризует начальные стадии формирования лесостепных ландшафтов в различных регионах Центральной лесостепи. Согласно предложенной реконструкции, на севере лесостепной зоны (южная часть Тульской, северная часть Липецкой и Курской областей) лесостепные условия уже могли существовать в начале суббореального периода голоцена, а вблизи южной границы лесостепной зоны лесостепные ландшафты, по-видимому, возникли только в конце суббореального периода. Таким образом, граница между степью и лесостепью 4000 л. н. могла располагаться севернее своего современного положения на 140-200 километров.

Рис. 3. Местоположение исследованных памятников, характеристики автоморфных палеопочв с признаками лесного педогенеза и реконструируемое время появления лесов (А), места изучения подкурганных черноземов 4000-летнего возраста и расстояние от них (км) до ближайших ареалов современных аналогов (Б). Условные обозначения:

1 - современные южная и северная границы лесостепной зоны;

2 - время появления нагорных лесов, тыс. л. н. (реконструкция);

3 - гипотетическая линия южной границы распространения нагорных широколиственных лесов 4000 л. н. (данные автора)

Идентификация компонентов древнего почвенного покрова, законсервированных под курганами среднего бронзового века, и расчет расстояния их от ареала современного распространения близких зональных аналогов (второй способ реконструкции, рис. 3, схема Б) позволяют предполагать, что граница между лесостепью и степью 4000 л. н. располагалась на 60-200 км северо-западнее своего современного положения.

Третий способ реконструкции заключался в соотнесении мощностей гумусовых профилей современных и древних черноземов с линейными градиентами падения с северо-запада на юго-восток мощности гумусовых профилей черноземов современного периода вблизи границы между лесостепью и степью. В современных условиях величина падения мощности на каждые 100 км расстояния варьирует от 18 до 31 %. Если 42003700 л. н. мощность гумусовых профилей степных черноземов составляла 69-77 % от фоновых значений , то, согласно нашим расчетам, степная зона в это время могла находиться на 100-150 км северо-западнее своего современного положения. Таким обра-

зом, все три способа реконструкций дают близкую величину отклонения южной границы лесостепной зоны от современного положения 4000 л.н. - 100-200 км.

В условиях высокой природной расчлененности Среднерусской возвышенности неизменным атрибутом степного ландшафта, существовавшего в среднем голоцене на ее большей части, было наличие лесов байрачного типа, тяготевших к верховьям балочных систем. Именно из таких лесов, а также лесных островов на склоновых участках речных долин, по нашему мнению, началось продвижение лесной растительности на степи в условиях увлажнения климата во второй половине суббореального и в субатлантическом периодах голоцена. Представление о высокой степени природной расчлененности территории дает рис. 4, на котором изображена долинно-балочная сеть одного из участков на юге Среднерусской возвышенности (в границах Белгородской области). Для лесопокрытых территорий современного периода (реконструкция по состоянию на середину XVII века) была рассчитана средняя минимальная линейная скорость разрастания лесов из балочных систем, слияние которых привело к созданию крупных лесных массивов на южной половине Центральной лесостепи. Для этого было найдено среднее расстояние между балками в пределах лесов, распространенных в «докультурный» период, которое оказалось равным 2630±80 м (п=800), а максимальное время, необходимое для слияния лесов было рассчитано как разность 4000 (3900) л.н. - 400 (350) л.н. ~ 36 веков (вычитаемая дата отражает конец природного развития ландшафтов до начала их интенсивного хозяйственного преобразования).

Расчет средней минимальной линейной скорости разрастания лесов имеет вид: 2630: 2: 36 ~ 40 м / 100 лет. Однако, как выше уже отмечалось, эта скорость испытывала варьирование во времени: в эпизоды аридизаций климата уменьшалась, а в эпохи увлажнения и (или) похолодания климата - возрастала. Например, одним из интервалов, когда могло происходить максимально быстрое облесение территории Центральной лесостепи, был Малый ледниковый период - в ХУТ-ХУШ вв. . Тем не менее, скорость фронтального смещения границы лесостепи и степи к югу, произошедшего в конце суббореального периода голоцена (в результате достаточно быстрых эволюционных изменений климата), намного опередила линейные скорости надвигания лесов на степи внутри лесостепной зоны.

По нашему мнению, пространственная неравномерность увлажнения территории региона в позднем голоцене явилась одной из главных причин неравномерного облесения ландшафтов Центральной лесостепи, в результате которого была образована мозаика островов лесов среди лугово-разнотравных степей. Данное предположение подтверждается следующими наблюдениями. На территории южной лесостепи подавляющее большинство известных курганов создавалось на степных водоразделах в интервале времени 3600-2200 л. н. Однако из 2450 курганов Белгородской области, 9 % курганных насыпей все же находится в лесных условиях . Нами установлены математические зависимости между количеством обнаруженных лесных курганов и зонами увлажнения, а также между зонами увлажнения и лесистостью современного периода (рис. 5). Складывается впечатление, что темпы надвигания лесов на степи имели пространственное варьирование в соответствии с пространственным изменением количеств выпадающих атмосферных осадков современного периода. Неслучайно, большинство ареалов серых лесных почв на территории Белгородской, Харьковской, Воронежской, Курской и Липецкой областей приурочено к зонам повышенного увлажнения. Эти зоны возникли в результате местных особенностей циркуляции атмосферы, сложившихся в позднем голоцене. В числе причин, обусловливающих пространственные различия в количествах выпадающих на Среднерусской возвышенности атмосферных осадков, авторы называют фактор неровностей рельефа поверхности .

Как уже отмечалось, на Среднерусской возвышенности облесение водоразделов шло из речных долин и балок. На юге рассматриваемого региона (Белгородская и Воронежская области) леса появились в придолинных зонах водоразделов 3500-3200 л.н. Срединные же части плакоров лесопокрытой территории современного периода леса могли занять только 1600-1700 л.н. или даже несколько позднее . Зоны лесопокрытых пространств Центральной лесостепи, в разное время вступившие в лесную стадию формирования, вероятно, можно

идентифицировать по различной сохранности в профилях лесных почв реликтовых признаков степного педогенеза в виде вторых гумусовых горизонтов и палеослепышин.

Согласно нашим расчетам, период трансформации суглинистых черноземов в серые лесные почвы составляет 1500-2400 лет . При условии возникновения лесостепных обстановок на южной половине лесостепной зоны лишь после 4000 л.н., первые ареалы серых лесных почв на водоразделах должны были появиться здесь не ранее 2000 л.н. Действительно, на юге Центральной лесостепи под лесными курганами скифосарматского времени и под валами скифских городищ, расположенными в лесной обстановке, нами не было встречено ни одного случая описания полнопрофильных суглинистых серых лесных почв, которые можно было бы отождествить с современными зональными эквивалентами . Были описаны либо погребенные черноземы степного генезиса, либо черноземы, находившиеся на разных стадиях деградации под лесами (рис. 1). Вместе с тем, исследования, проведенные на степных междуречьях региона, показали, что эволюция степных подтипов черноземов в лесостепные (при смене сухостепных климатических обстановок лугово-степными в интервале времени 40003500 л.н.) произошла не позднее 3000 л.н. . Следовательно, на рассматриваемой территории возраст серых лесных почв как зонального типа примерно в 4 раза меньше возраста черноземов (возникших в раннем голоцене) и в 1,5-1,7 раза меньше возраста черноземов лесостепного облика (возникших в конце суббореального периода голоцена).

Таким образом, обнаружено существование двух стадий естественной эволюции повенного покрова лесостепи: начальная стадия гомогенного почвенного покрова, когда при надвигании леса на степь, черноземы, оказавшиеся под лесами, в силу инерционности свойств, долгое время продолжали сохранять свой морфогенетический статус (39001900 л.н.), и стадия гетерогенного почвенного покрова с двумя зональными типами лесостепных почв - серых лесных под широколиственными лесами и черноземов под лугово-степной растительностью (1900 л.н. - современность). Обнаруженная стадиальность схематично представлена на рис. 6.

Рис. 4. Долинно-балочная сеть и леса «докультурного» периода (первая половина XVII века) на территории Белгородской области (составлено автором на основе анализа современных крупномасштабных топографических карт и рукописных источников XVII века)

Рис. 5. Зависимости между лесистостью (середина XVII века) и среднегодовым количеством осадков современного периода (А), зонами различного увлажнения современного периода и количеством «лесных» курганов в их пределах (Б) (Белгородская область)

СТЕПЬ 4300-3900 л.н.

ЛЕСОСТЕПЬ 3900-1900 л.н. 1900 л.н.-XVI век

Черноземы

Черноземы луговых степей

Лесные черноземы

Серые лесные почвы

Рис. 6. Схема стадиальности формирования зональных почв лесостепи на территории южной половины Среднерусской возвышенности (по данным автора)

Проведенное исследование показало сложный характер возрастных и эволюционных связей, существующих в современном почвенно-растительном геопространстве Центральной лесостепи.

1. Почвенный покров лесостепи Среднерусской возвышенности состоит из северной (более древней) и южной (более молодой) хроноподзон, отличающихся по возрасту лесостепного почвообразования на период не менее 500-1000 лет. В эпоху средне-

суббореальной аридизации климата (перед наступлением современных биоклиматиче-ских обстановок) граница между лесостепью и степью находилась севернее своего современного положения на 100-200 км.

2. Линейная скорость позднеголоценового распространения лесов, выходивших из балок и речных долин на водоразделы, характеризовалась пространственной и временной специфичностью. Она была выше в местах повышенного атмосферного увлажнения современного периода и была подвержена динамике, обусловленной короткопериодическими изменениями климата.

3. Линейная скорость позднеголоценового распространения лесов была ниже скорости фронтального смещения к югу границы между лесостепью и степью, произошедшего в результате быстрых эволюционных изменений климата в конце среднего голоцена. Поэтому формирование лесостепных ландшафтов внутри лесостепной зоны запаздывало по отношению к формированию климата, отвечающего зональным условиям лесостепного ландшафта.

4. Серые лесные почвы Центральной лесостепи на водоразделах произошли от черноземов в результате позднеголоценовой экспансии лесов на степи. Трансформация черноземов под лесами в серые лесные почвы осложнялась естественными флуктуациями климата - в течение кратковременных эпизодов его аридизации происходил возврат почв в подтипы предшествующих стадий их эволюции.

5. В пределах южной половины Среднерусской возвышенности выделяются две позднеголоценовые стадии естественного формирования почвенного покрова лесостепи: начальная стадия гомогенного черноземного почвенного покрова (3900-1900 л.н.), и современная стадия гетерогенного почвенного покрова с участием двух зональных типов почв -черноземов и серых лесных (1900 л.н. - XVI век).

Список литературы

1. Ахтырцев Б.П., Ахтырцев А.Б. Эволюция почв Среднерусской лесостепи в голоцене // Эволюция и возраст почв СССР. - Пущино, 1986. - С. 163-173.

2. Мильков Ф.Н. Физическая география: учение о ландшафте и географическая зональность. - Воронеж: Изд-во Воронеж. ун-та, 1986. - 328 с.

3. Ахтырцев Б.П. К истории формирования серых лесных почв Среднерусской лесостепи // Почвоведение. - 1992. - №3. - С. 5-18.

4. Серебрянная Т.А. Динамика границ Центральной лесостепи в голоцене // Вековая динамика биогеоценозов. Чтения памяти академика В.Н. Сукачева. X. - М.: Наука, 1992. - С. 54-71.

5. Александровский А.Л. Развитие почв Восточной Европы в голоцене: Автореф. дис. докт. геогр. наук. - М., 2002. - 48 с.

6. Комаров Н.Ф. Этапы и факторы эволюции растительного покрова черноземных степей. - М.: Географгиз, 1951. - 328 с.

7. Хотинский Н.А. Взаимоотношение леса и степи по данным изучения палеогеографии голоцена // Эволюция и возраст почв СССР. - Пущино, 1986. - С. 46-53.

8. Динесман Л.Г. Реконструкция истории рецентных биогеоценозов по долговременным убежищам млекопитающих и птиц // Вековая динамика биогеоценозов: Чтения памяти академика В.Н. Сукачева. X. - М.: Наука, 1992. - С. 4-17.

9. Гольева А.А. Фитолиты как показатели почвообразовательных процессов // Минералы почвгенезис, география, значение в плодородии и экологии: Науч. труды. -М.: Почвенный ин-т им. В.В. Докучаева, 1996. - С. 168-173.

10. Чендев Ю.Г., Александровский А.Л. Почвы и природная среда бассейна реки Воронеж во второй половине голоцена // Почвоведение. - 2002. - № 4. - С. 389-398.

11. Ахтырцев Б.П. История формирования и антропогенная эволюция серых лесостепных почв // Вестн. Воронеж. гос. ун-та. Серия 2. - 1996. - №2. - С. 11-19.

12. Ахтырцев Б.П., Ахтырцев А.Б. Эволюция почв Среднерусской лесостепи в голоцене // Эволюция и возраст почв СССР. - Пущино, 1986. - С. 163-173.

13. Александровский А.Л. Эволюция почв Восточной Европы на границе между лесом и степью // Естественная и антропогенная эволюция почв. - Пущино, 1988. -С. 82-94.

14. Климанов В.А., Серебрянная Т.А. Изменения растительности и климата на Среднерусской возвышенности в голоцене // Изв. АН СССР. Серия географическая. -1986. - № 1. - С. 26-37.

15. Серебрянная Т.А. Динамика границ Центральной лесостепи в голоцене // Вековая динамика биогеоценозов. Чтения памяти академика В.Н. Сукачева. X. - М.: Наука, 1992. - С. 54-71.

16. Сычева С.А., Чичагова О.А., Дайнеко Е.К. и др. Этапы развития эрозии на Среднерусской возвышенности в голоцене // Геоморфология. - 1998. - № 3. - С. 12-21.

17. Сычева С.А. Ритмы почвообразования и осадконакопления в голоцене (сводка 14С-данных) // Почвоведение. - 1999. - № 6. - С. 677-687.

18. Александровский А.Л. Эволюция почв Восточно-Европейской равнины в голоцене. - М.: Наука, 1983. - 150 с.

19. Александровский А.Л. Развитие почв Русской равнины // Палеогеографическая основа современных ландшафтов. - М.: Наука, 1994. - С. 129-134.

20. Александровский А.Л. Природная среда верхнего Подонья во второй половине голоцена (по данным изучения палеопочв городищ раннего железного века) // Археологические памятники верхнего Подонья первой половины I тысячелетия н.э. - Воронеж: Изд-во Воронеж. ун-та, 1998. - С. 194-199.

21. Чендев Ю.Г. Естественная и антропогенная эволюция лесостепных почв Среднерусской возвышенности в голоцене: Автореф. дис... докт. геогр. наук. - М., 2005. - 47 с.

22. Алешинская А.С., Спиридонова Е.А. Природная среда лесной зоны Европейской России в эпоху бронзы // Археология Центрального Черноземья и сопредельных территорий: Тез. докл. науч. конф. - Липецк, 1999. - С. 99-101.

23. Медведев А.П.. Опыт разработки региональной системы хронологии и периодизации памятников раннего железного века лесостепного Подонья // Археология Центрального Черноземья и сопредельных территорий: Тез. докл. науч. конф. - Липецк, 1999. - С. 17-21.

24. Серебрянная Т.А., Ильвейс Э.О. Последний лесной этап в развитии растительности Среднерусской возвышенности // Изв. АН СССР. Серия географическая. - 1973. -№ 2.- С. 95-102.

25. Спиридонова Е.А. Эволюция растительного покрова бассейна Дона в верхнем плейстоцене - голоцене. - М.: Наука, 1991. - 221 с.

26. Александровский А.Л., Гольева А.А. Палеоэкология древнего человека по данным междисциплинарных исследований почв археологических памятников Верхнего Дона // Археологические памятники лесостепного Подонья. - Липецк, 1996. - Вып. 1. - С. 176-183.

27. Сычева С.А., Чичагова О.А. Почвы и культурный слой скифского городища Переверзево-1 (Курское Посеймье) // Руководство по изучению палеоэкологии культурных слоев древних поселений. (Лабораторные исследования). - М., 2000. - С. 62-70.

28. Ахтырцев Б.П., Ахтырцев А.Б. Палеочерноземы Среднерусской лесостепи в позднем голоцене // Почвоведение. - 1994. - № 5. - С. 14-24.

29. Чендев Ю.Г. Естественная эволюция почв Центральной лесостепи в голоцене. - Белгород: Изд-во Белгород. ун-та, 2004. - 199 с.

30. Александровский А.Л., Александровская Е.И. Эволюция почв и географическая среда. - М.: Наука, 2005. - 223 с.

31. Чендев Ю.Г. Тренды развития ландшафтов и почв Центральной лесостепи во второй половине голоцена // Проблемы эволюции почв: Материалы IV Всероссийской конф. - Пущино, 2003. - С. 137-145.

32. Среднерусское Белогорье. - Воронеж: Изд-во Воронеж. ун-та, 1985. - 238 с.

33. Чендев Ю.Г. Природная эволюция лесостепных почв юго-запада Среднерусской возвышенности в голоцене // Почвоведение. - 1999. - № 5. - С. 549-560.

34. Свистун Г.Е., Чендев Ю.Г. Восточный участок обороны Мохначанского городища и его природное окружение в древности // Археологическая летопись Левобережной Украины. - 2003. - № 1. - С. 130-135.

LAWS GOVERNING FOREST-STEPPE LANDSCAPE FORMATION WITHIN CENTRAL RUSSIAN UPLAND (ACCORDING TO SOIL-EVOLUTIONAL STUDIES)

Belgorod State University, 85 Pobeda Str., Belgorod, 308015 [email protected]

Comparative analysis of ancient unequal-age and contemporary soils of watersheds, studied in the territory of Central Russian Upland, has shown that modern forest-steppe of the region is unequal-age formation. Within northern half of Central Russian Upland age of forest-steppe landscapes is evaluated at 4500-5000 years, while on its southern half - less than 4000 years. During forest-steppe zone formation linear speeds of forests invasion on steppes were less than frontal shift speed of climatic border between forest-steppe and steppe zones, which occurred at the end of Middle Holocene. For southern part of Central Russian Upland existence of two stages has discovered: initial stage of homogeneous soil cover of forest-steppe landscape (3900-1900 years ago) and modern stage of heterogeneous soil cover with participation of two zonal types of soils - chernozems and gray forest soils (1900 years ago - XVI century).

The keywords: forest-steppe, Central Russian Upland, Holocene, evolution of soils, speed of soil formation.

Средне-Русская возвышенность занимает центральное положение среди Русской равнины. Она тянется с северо-северо-запада на юго-юго-восток от правобережья долины Оки (Калуга - Рязань) до Донецкого кряжа. С запада и востока ее окаймляют Приднепровская и Окско-Донская низменности. На севере она служит водоразделом Десны, Оки и Дона, южнее составляет водораздел Днепра, Донца и Дона.

Центральной частью области можно считать окрестности г. Орла, где расположены и более высокие ее точки. Это так называемое Плавское плато с высотами в 310 м, где берут начало реки Зуша и Красивая Меча. Наиболее же распространенные высоты для водоразделов Средне-Русской возвышенности колеблются в пределах 220-250 м. Таким образом, Средне-Русская возвышенность поднимается над наиболее низкими отметками Приднепровской и Окско-Донской низменностей в среднем на 120-150 м.

На юго-востоке Дон, прорезая Средне-Русскую возвышенность, отделяет от нее Калачскую возвышенность с высотами до 234 м, которая служит водоразделом Дона и Хопра.

Поверхность Средне-Русской возвышенности представляет собой волнистую равнину, расчлененную глубокими долинами рек, балок и ветвящихся оврагов. Глубина вреза местами достигает 100 и даже 150 м. Со Средне-Русской возвышенности берут начало такие реки, как Ока с многочисленными своими притоками (Зуша, Упа, Жиздра), Дон с притоками Красивая Меча, Сосна, Тихая Сосна, Калитва и другие, Оскол, Северный Донец, Ворскла, Псёл, Сейм и многочисленная сеть более мелких рек и приуроченных к ним балок и оврагов.

Как уже отмечалось в общей части настоящей работы, основные орографические единицы Русской равнины, как правило, соответствуют основным структурным единицам Русской платформы.

В данном случае мы наблюдаем следующее: в центре Средне-Русской возвышенности, в районе Курска, Орла и Воронежа, высоко залегают кристаллические породы, составляющие Воронежскую антеклизу. Ее осевая часть проходит примерно по линии Павловск (на Дону) - Курск, где покров осадочных пород не превышает 150-200 м. а в Павловске, как известно, кристаллические породы вскрываются Доном. Во все стороны от оси осадочная толща сильно увеличивается в мощности, а докембрийские породы постепенно уходят на большую глубину (рис. 1). Воронежская антеклиза имеет асимметричное строение. Северный ее склон является южным крылом Московской синеклизы, а южный круто падает к Днепровско-Донецкой синеклизе.

Рис. 1. Разрез через Воронежскую антеклизу по Дону от Задонска до Павловска и далее на юг до Кантемировки (по А. Д. Архангельскому, 1947): 1 - гранит; 2 - девон (воронежские, семилукские и щигровскйе слои); 3 - девон (евлановские и елецкие слои): 4 - каменноугольные породы; 5 - мезозойские песчано-глинистые породы древнего сеномана; 6 - верхний мел; 7 - палеоген; 8 - четвертичные отложения

Северный склон Воронежской антеклизы покрывают пласты девона и карбона, которые скрыты маломощными юрскими и меловыми отложениями.

Южный склон Воронежской антеклизы спускается очень резко, а с ним и палеозойские породы, перекрывающие, его, быстро уходят на глубину, и местность слагают породы мелового и третичного возрастов, которые достигают здесь значительной мощности.

На северном склоне Воронежской антеклизы девонские отложения представлены плотными толстослоистыми известняками с редкими прослоями глин. В бассейне Оки и Дона они вскрыты реками. Вблизи оси Воронежской антеклизы пласты девона залегают почти горизонтально. По направлению к Московской синеклизе они обнаруживают падение и увеличивают свою мощность. На южном склоне Воронежского массива слои девона падают круто в сторону Днепровско-Донецкой синеклизы.

Исследованиями последних лет установлена чрезвычайно неспокойная поверхность девона. Это обусловлено в значительной степени существованием на северном склоне Воронежской глыбы Елецко-Тульского и Орловского тектонических поднятий, которые создают Средне-Русский вал Русской платформы. В пределах этого вала абсолютные отметки кровли девона достигают 266 - 270 м при абсолютных отметках современной поверхности возвышенности в 290-300 м. Вал, возникший, видимо, в палеозое, судя по фациальному составу покрывающих его пород, на всем протяжении геологической истории был то мелководным участком моря, то море вовсе его обходило. По мнению Б. М. Даньшина (1936), это поднятие существенно влияло на распространение ледника четвертичного времени. Оно оказалось тем упором, который заставил ледник днепровского времени разделиться на два крупных языка: днепровский и донской.

Помимо Средне-Русского вала, выделяется ряд второстепенных поднятии и прогибов. Таковы Липицко-Зыбинское поднятие, расположенное в верховьях Зуши, и Окская депрессия, которую использует верховье Оки. Кроме того, в бассейне р. Зуши обнаружены осадки девона, с которыми увязывается выдержанное направление речных долин. Мелкие антиклинали обнаружены также на р. Оке и в других местах.

Каменноугольные отложения на рассматриваемой территории представлены известняками и залегающей между ними угленосной свитой с чередованием песка, глин и прослоев угля. В северной части Средне-Русской возвышенности породы карбона падают неравномерно. М. С. Швецов (1932), а затем В. А. Жуков (1945) указывают на существование резких перегибов в слоях карбона, один из которых совпадает с долиной Оки. На юге карбон резко спускается в сторону Днепровско-Донецкой синеклизы.

Породы мезозоя (верхняя юра и мел) представлены главным образом песками, а также пишущим мелом и мергелями с редкими прослоями глин. В центре Воронежской антеклизы они имеют незначительную мощность и лежат горизонтально. По направлению к Днепровско-Донецкой синеклизе мощность их увеличивается чрезвычайно быстро, и пласты получают юго-западный наклон. В Щиграх мощность мезозоя равна 52,4 м, в Старом Осколе - 152,2, в Курске - 225, а в Белгороде - 360 м. На южном склоне Воронежской синеклизы местами наблюдаются флексурообразные перегибы в пластах мезозоя. Они известны у Белгорода, Павловска, но особенно хорошо выражены в пределах Калачекой возвышенности, где через города Калач и Богучар тянутся параллельно друг другу складки в меловых отложениях.

Породы палеогена, лежащие трансгрессивно на породах мелового возраста, развиты только в южной части Средне-Русской возвышенности и представлены главным образом песками с редкими прослоями глин, песчаников и мергелей. Они имеют в общем значительно меньшую мощность, чем мезозойские породы, достигая максимально 70 м.

Средне-Русская возвышенность в северных своих частях и частично по западному и восточному склонам была покрыта ледником. Поэтому на указанных территориях мы встречаем отложения ледникового происхождения в виде перемытой морены, мощность которой варьирует в пределах до 15 м. Типичные моренные отложения отмечены в ограниченном числе мест, среди которых можно назвать правый берег Оки между Алексином и Серпуховом. Чаще на Средне-Русской возвышенности можно встретить полосы флювиогляциальных песков, вытянутых по речным долинам.

Поверхностными образованиями возвышенности служат лёссовидные суглинки, на юге переходящие в лёсс. Их мощность изменчива. На водоразделах она уменьшается до 2-3 м, в то время как по склонам речных долин и балок достигает 10-12 м.

Судя по распространению и мощности осадочных отложений, слагающих Средне-Русскую возвышенность, можно считать, что Воронежская антеклиза интенсивно влияла на геологическое развитие прилегающих к ней территорий. Несмотря на то что Средне-Русская возвышенность с ядром в виде Воронежского выступа докембрия испытывала то положительные, то отрицательные движения, на протяжении всей геологической истории она являлась положительным элементом рельефа, который препятствовал распространению южных морей на север, а северных на юг. Об этом свидетельствует не только мощность, но и фациальный состав отложений.

На основании этого можно заключить, что Средне-Русская возвышенность как образование вполне выраженное геоморфологически существует во всяком случае начиная с палеозоя.

Геоморфологическое своеобразие Средне-Русской возвышенности заключается в ее очень резком и молодом эрозионном расчленении, наложенном на древнеэрозионные формы. Возвышенность представляет собой классический район развития овражно-балочного рельефа; поэтому процесс его развития, а также долинного рельефа является одним из основных вопросов анализа рельефа возвышенности.

Еще С. Н. Никитин (1905) установил древнеэрозионную природу Средне-Русской возвышенности, особенно древнюю по северному склону Воронежской антеклизы. По южному и юго-западному склонам гидрографическая сеть имеет более молодой возраст.

На самом деле в северных районах Средне-Русской возвышенности мы наблюдаем яркие следы длительного этапа континентального развития территории, который продолжался с конца каменноугольного периода до начала трансгрессии юрского моря. Этот период оставил весьма неровную поверхность, основанием которой служили известняки каменноугольного и девонского времени. Эта поверхность свидетельствует об интенсивно протекавших здесь эрозионных и карстовых процессах. Наряду с доюрскими долинами встречаются долины домелового и, наконец, до-четвертичного возрастов.

Анализируя данные, характеризующие доюрский, домеловой и дочетвертичный рельеф северной части Средне-Русской возвышенности, и сравнивая его с современным рельефом, можно сделать заключение об их близости друг к другу, объясняемой тем, что современная гидрографическая сеть в большинстве случаев заложена в древних, часто доюрских размывах. Это относится к рекам Оке, Прони, Шати и др.

В бассейне Оки, где развиты и меловые отложения, обнаружено, что долина верхней Оки, а также наиболее крупные ее притоки и низовья крупных логов получили ясные очертания еще до начала отложения меловых песков, которые выстлали неровности домелового рельефа и во многих случаях сгладили его. Весьма интересно, что еще домеловая долина Оки имела асимметричные склоны.

Современная эрозионная сеть Средне-Русской возвышенности заложилась после того как море окончательно отступило с этой территории, а на севере только после ухода ледника. В связи с этим центральная, наиболее возвышенная часть Средне-Русской возвышенности, ранее всего вступившая в континентальный период развития (нижний палеоген), имеет наиболее древнюю гидрографическую сеть; за ней следует юг возвышенности (верхний палеоген). Позднее всего начала формироваться речная сеть севера (после того как ее покинул ледник днепровского времени).

Однако, изучая историю развития и возраст долинно-балочной сети Средне-Русской возвышенности, надо, кроме того, принимать во внимание, что в центре и на севере возвышенности, где мезозойские отложения маломощны, в современном рельефе ярко просвечивает древняя до-юрская и домеловая сеть. Благодаря этому реки, используя ее, быстро формируют свои долины. Напротив, в южной части, где толща меловых и третичных отложений чрезвычайно мощна, древняя верхнепалеозойская долинная сеть в современном рельефе не проявляется и реки вынуждены прокладывать свой путь на новом месте. В силу этого молодые реки севера имеют более разработанные долины, чем возникшие в более раннее время реки юга.

На развитие гидрографической сети Средне-Русской возвышенности большое влияние оказал ледник. Для днепровского ледника Средне-Русская возвышенность, и в частности Елецко-Тульские и Орловские поднятия, явились серьезной преградой при продвижении его на юг. В связи с этим ледник смог прикрыть только северную часть Средне-Русской возвышенности, а также западную и восточную ее периферию. Ледник языками спустился на юг по рекам Оке, Наруче, Нугре, Зуше и Сейму, оставив после себя тонкий слой морены. Аккумулятивных ледниковых форм рельефа в настоящее время на Средне-Русской возвышенности не наблюдается. Основная роль ледника сказалась на перестройке гидрографической сети. Произошло подпруживание рек, стекавших с возвышенности на север, восток и запад. Так, например, Б. М. Даньшин (1936) считает, что существовал перелив вод из окского бассейна в деснинский через р. Неруссу и р. Навлю. В это же время, по М. С. Швецову (1932), Ока приобрела широтные свои участки между Калугой и Алексином и ниже Серпухова.

Согласно М. С. Швецову, в доледниковое время существовали две меридиональные долины. Одна в настоящее время используется верховьями Оки и далее на севере р. Суходревом, вторая используется меридиональным участком долины р. Упы и Окой от Алексина до Серпухова. Подпруживание рек ледником, а затем конечноморенным материалом заставило реки искать себе выход на восток и на запад. В результате этого и были созданы широтные отрезки р. Упы в нижнем ее течении, Угры и Оки на отрезке между Калугой и Алексином, Протвы и Оки ниже Серпухова.

Взгляд М. С. Швецова, прочно вошедший в литературу, впоследствии был опровергнут В. Г. Лебедевым (1939), который на участке долины Оки Калуга - Алексин обнаружил ясно развитую серию древнеаллювиальных террас, высоты которых совпадают с высотами террас докалужской Оки и отрезка, лежащего ниже Алексина. Таким образом, по данным В. Г. Лебедева, долина Оки одновозрастна, а имеющиеся морфологические отличия ее объясняются различными литологическими условиями, встреченными на ее пути.

Вдоль западной и восточной окраин Средне-Русской возвышенности, в месте соприкосновения ее с телом ледника, прослежена сеть долин стока ледниковых вод. Об этом в свое время писал еще П. Я. Армашевский (1903). Он указывал на существование некогда обходной долины вдоль края ледника, которая принимала в себя воды подпруженных рек. Река Сейм соединилась через протоки с Псёлом и Ворсклой. Аналогичная картина была и на востоке Средне-Русской возвышенности, где реки, стекавшие в Донскую низину, широтно были подпружены и потекли в меридиональном направлении вдоль края ледника в Оскол (Сосна, Девица, Тихая Сосна, Потудань).

После ухода ледника северная часть Средне-Русской возвышенности, так же как и южная, подверглась интенсивному эрозионному размыву. Благодаря этому современный рельеф Средне-Русской возвышенности есть прежде всего эрозионный рельеф (рис. 2). А. И. Спиридонов (1950) по этому поводу пишет, что «его (рельефа - М. К.) формы определяются и основном рисунком, густотой и глубиной эрозионной сети, а также формой долин, балок и оврагов».

Рис. 2. Овражно-балочная сеть Средне-Русской возвышенности близ г. Белева.

А. Ф. Гужевая (1948) на Средне-Русской возвышенности различает два типа рисунка речной сети: на севере и в центре, где наклон исходной поверхности незначителен и не вполне определенен, на направление стока поверхностных вод влияли незначительные уклоны местности, состав пород, трещиноватость. В этом случае развился древовидно-ветвящийся рисунок речной сети (Зуша, Сосна, Упа, Ока).

Характерным признаком гидрографической сети северной части территории, по А. Ф. Гужевой, служит узость долин, сильная извилистость их и меняющаяся асимметрия. Типичны также резкие изменения в направлении рек. Склоны долинно-балочной сети имеют выпуклую форму благодаря нарастанию крутизны склона к днищу. Верховья балок представляют узкие пологие ложбины, склоны которых незаметно сливаются с водораздельным пространством.

Для южного и юго-западного склонов Средне-Русской возвышенности, где уклон пластов и топографической поверхности более резок,рисунок речной сети проще; он слабо развит в ширину, вытянут, согласно уклону местности, в виде узкой полосы (Оскол, Ворскла). Иногда встречаются реки с асимметрично развитым бассейном. Этот рисунок А. Ф. Гужевая (1948) называет «флаговым» (Тихая Сосна, Калитва и др.). Здесь преобладает выпукло-вогнутый или вогнутый тип склонов. По направлению к днищу крутизна склона уменьшается.

Для южного и юго-западного склонов возвышенности характерна ярко выраженная асимметрия междуречий. Вершины балок здесь отличаются циркообразным строением.

Указанные различия в направлении и рисунке гидрографической сети, по мнению А. Ф. Гужевой (1948). объясняются различием исходной поверхности, на которую легла речная сеть. В южной и юго-западной частях Средне-Русской возвышенности издавна существовал ярко выраженный скат поверхности на юг и на запад, вследствие чего и создались вытянутые в этом же направлении бассейны. В северной части Средне-Русской возвышенности поверхность была более ровной, слегка наклоненной в сторону Московской котловины, благодаря чему бассейн развивался равномерно, приобретая рисунок ветвящегося дерева.

Густота расчленения Средне-Русской возвышенности в разных ее районах неодинакова. По данным А. И. Спиридонова (1953), наиболее расчлененный район располагается к западу от Оки, где широко развиты балки и долины притоков Оки. Густота расчленения здесь определяется величиной 1,3-1,7 км на 1 кв. км. Меньшая густота расчленения наблюдается на побережье Сейма, западнее и севернее Курска, на юге возвышенности, в бассейнах Псёла, Северного Донца и Оскола, где густота долинно-балочной сети составляет 1,1 -1,5 км на 1 кв. км. Еще меньше расчленен бассейн Зуши и Сосны (1,0-1,2 км на 1 кв. км). Центральная водораздельная часть возвышенности расчленена еще слабее (до 0,8- 0,9 км, а местами далее до 0,3-0,7 км на 1 кв. км). Подобное расчленение наблюдается на водоразделах рек Неручи, Сосны, Сейма, правых притоков Дона.

Глубина вреза главных долин на разных участках Средне-Русской возвышенности также неодинакова. По С. С. Соболеву (1948), максимально глубокие долины и балки мы наблюдаем в пределах Калачской возвышенности в бассейне Оскола, где врез местами достигает 150 м. Южная часть возвышенности расчленена тоже глубокими (до 100- 125 м) долинами и балками, принадлежащими Осколу, Северному Донцу, Псёлу и их притокам. Наименьшая амплитуда колебания рельефа наблюдается в верхнем течении Оки и Дона, где врез обычно равен 50-75 м.

Наряду с древней эрозионной сетью Средне-Русская возвышенность пересечена молодыми эрозионными формами - оврагами и промоинами (рис. 3). Чрезвычайно важно отметить, что современная эрозия приурочена в подавляющем большинстве случаев к древней гидрографической сети.

Рис. 3. Овраги в Воронежской области (фото 3. 3. Виноградова)

Морфологический облик оврагов Средне-Русской возвышенности зависит от морфологии балок, которые они прорезают, от величины их водосбора и от литологического состава пород, в которых им приходится прокладывать свой путь.

А. С. Козменко (1937) различает две группы оврагов: донные и береговые. Первые рассекают дно древней балки, вторые ее склон. А. И. Спиридонов (1953) различает два типа донных оврагов. Овраги первого типа наследуют хорошо выработанные древние формы размыва с развитым в них балочным аллювием. Овраги врезаются в их дно на 2-3 м и часто достигают нескольких километров длины. Донные овраги второго типа прорезают днища слабо разработанных балок. Они характеризуются крутым продольным профилем, 10 - 15-метровой глубиной и часто врезаются не только в аллювий, но и в коренные породы.

Склоновые или береговые овраги на Средне-Русской возвышенности обычно простираются на несколько сотен метров и имеют глубину 8 - 25 м. Морфология этих оврагов в большой степени определяется литологией горных пород, которые они прорезают. При чередовании рыхлых и твердых пород нередко они образуют ступенчатый продольный профиль.

А. Ф. Гужевой (1948) была составлена карта овражности Средне-Русской возвышенности, из которой видно, что наименьшим развитием оврагов отличаются северная часть Средне-Русской возвышенности, принадлежащая бассейну Оки, и юго-западная, расположенная в бассейне Сулы и Псёла. Далее следует юго-восточный участок возвышенности в пределах левобережья Северного Донца, в нижнем его течении, где современным размывом охвачены только высокие, крутые правые склоны долин левых притоков, бассейны среднего течения Псёла, Ворсклы. Далее следует вся центральная часть Средне-Русской возвышенности, включающая в себя бассейн Зуши, Сосны, Сейма, верховий Псёла, где длина овражной сети на 1 кв. км площади колеблется в пределах от 0,2 до 0,4 км. Наконец, наиболее овражным районом является Придонская часть Средне-Русской возвышенности и Калачевская возвышенность. Здесь длина овражной сети на 1 кв. км площади достигает 0,5- 1,2 км.

«Современный размыв,- пишет А. Ф. Гужевая (1948, стр. 63),- достигший в этом районе таких больших размеров, является поистине настоящим бедствием. Участок правого склона р. Подгорной шириной около 3 км рассечен 25 оврагами глубиной до 20 м». Для оврагов этого района характерно сильное ветвление их вершин. Оврагами прорезаны днища всех балок.

Средне-Русская возвышенность имеет все необходимые условия для энергичного развития современных эрозионных процессов: 1) тенденцию к поднятию, 2) неровность исходного рельефа, 3) мягкий состав поверхностных пород, 4) быстроту таяния снежного покрова, 5) летние сильные дожди, 6) еще недавно существовавшее хищническое истребление лесов и неправильную распашку. По мнению А. Ф. Гужевой (1948), не какой-либо один, а проявление в комплексе всех названных факторов объясняет широкое распространение оврагов в пределах Средне-Русской возвышенности. Однако глубина базиса эрозии является все же одним из важнейших факторов, влияющих на интенсивность развития овражной сети. Причерноморская низменность

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 км 2) 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.

О положении характеризуемой территории в пределах Русской равнины говорит название возвышенности. При взгляде на географическую карту бросается в глаза ее срединное положение на равнине. Среднерусская возвышенность, вытянутая с севера на юг более чем на 800 км, а с запада на восток (на широте г. Орла) - на 300 км, является водоразделом между Каспийским, Черным и Азовским морями. На севере ее границей служит широкая долина р. Оки с нагорным правым берегом и с обширными пойменными лугами на левом берегу. На востоке границу возвышенности можно провести по правому крутому берегу р. Дона, совпадающему со склонами возвышенности. С запада ее окаймляет Приднепровская низменность. Южная граница проходит по долине р. Северского Донца. Вне этих границ расположена Калачская возвышенность, отрезанная от Среднерусской долиной р. Дона и находящаяся между нижними отрезками долин рек Битюга и Хопра.

Среднерусская возвышенность - волнистое, сильно изрезанное глубокими долинами рек, балок и оврагов плато, лежит над уровнем моря выше изогипсы в 200 м. Наиболее возвышенная ее часть расположена между Курском и Ефремовом, где отдельные точки рельефа имеют высоты 290-300 м.

В основе Среднерусской возвышенности (район Курска, Воронежа и Орла) располагается Воронежская антеклиза, сложенная докембрийскими породами, которые залегают здесь неглубоко. К докембрийским породам приурочена Курская магнитная аномалия, которая обнаружена с помощью гравиметрических и магнитометрических методов. Полоса магнитных аномалий наблюдается по линии Курск - Тим - Щигры. Месторождение представлено кварцитами, средний процент содержания в них железа 35-45. Это месторождение, выявленное в центре Европейской части СССР, имеет огромное значение для развития промышленности. Мощность осадочных отложений, перекрывающих коренные породы, не превышает 120- 200 м. В стороны от оси антеклизы (Павловск-Курск) докембрийские породы уходят на большую глубину, а мощность осадочных отложений соответственно увеличивается.

На севере (на пологом склоне Воронежской антеклизы) наиболее древними отложениями являются девонские, представленные известняками, песчаниками, глинами, которые входят в состав «Центрального девонского поля». Вскрываются они реками в бассейне Дона и Оки, где образуют живописные долины. В южной части района (на крутом южном склоне Воронежской антеклизы) слои девона круто падают в сторону Днепра. В районе Калуги и Тулы девонские отложения перекрыты каменноугольными отложениями, которые широкой полосой в направлении с запада-северо-запада на восток-юго-восток протягиваются поперек возвышенности. Отложения карбона представлены главным образом известняками, среди которых залегает продуктивная глинисто-угленосная толща Подмосковного бассейна, относящаяся к нижнему карбону. С ней связаны месторождения бурого угля, центр разработки которых находится в районе г. Новомосковска, а также железные руды, которые использует Липецкий металлургический завод. Руды залегают ив районе Тулы. На юге отложения карбона резко погружаются в сторону Днепровско-Донецкой синеклизы.

Пермских и триасовых отложений на Среднерусской возвышенности не имеется. Юрские и меловые отложения распространены не повсеместно, а занимают главным образом восточные, южные и западные районы, а также частично и центральные. Юрские отложения представлены глинами с сидеритами и континентальными песчано-глинистыми породами. На поверхность выходят они в немногих местах, так как перекрыты меловыми отложениями, толща которых состоит преимущественно из различных песчаных пород с редкими прослойками глин и фосфоритов. Местами меловая толща имеет большую мощность и распадается на два отдела. Верхний отдел заканчивается на юго-западе слоями белого писчего мела, который разрабатывается в районе Белгорода. Отложения белого писчего мела образуют живописные скалы. Благодаря размыванию мела образуются высокие столбы, называемые «дивами» (окрестность Белгорода, Дивногорье). Меловые пески и лёссовидные суглинки, которые покрывают толщи писчего мела, очень рыхлые. В лёссовидных суглинках развиты глубокие овраги с вертикальными стенками. По направлению к Днепровско-Донецкой синеклизе мощность пород мезозоя увеличивается, достигая 360 м в Белгороде; мощность их в Щиграх равна 52 м. В третичное время вся северная часть возвышенности от линии Воронеж - Курск была сушей. Южнее этой линии развиты песчаные породы, относящиеся к нижним ярусам палеогена.

В четвертичное время на Среднерусскую возвышенность ледник заходил лишь по ее окраинам, покрывая северную часть, а также частично западные и восточные склоны. В пределах этих территорий отложения ледникового происхождения представлены перемытой мореной, которую можно наблюдать в долине р. Оки у г. Чекалина (Лихвин). Здесь в большом количестве распространены полосы флювиогляциальных песков, которые вытянуты по речным долинам. Четвертичные отложения представлены в основном бурыми карбонатными лёссовидными суглинками, а также красновато-бурыми глинами, суглинками и супесями делювиально-элювиального образования. Лёссовидные суглинки на юге переходят в лёсс. Мощность их различна. На водоразделах лёссы часто совсем отсутствуют или достигают 2-3 м. По склонам речных долин и балок их мощность составляет 10-12 м. Литология оказывает большое влияние на формирование рельефа различных частей возвышенности и вносит в него существенные различия.

Северная часть возвышенности до параллели г. Орла, где широко представлены известняки, резко расчленена глубокими долинами рек. По склонам долин твердые пласты известняков образуют крутые и скалистые стенки, карнизы, обрывы, подстилая выше залегающие рыхлые толщи, которые часто представлены лёссовидными суглинками. Известняки способствуют созданию небольших каньонообразных долин. С ними же связано и развитие карстовых форм. В средней и южной частях территории, где развиты рыхлые толщи, преобладают широкие террасированные долины с покатыми склонами. Более резкие формы рельефа приурочены к районам распространения писчего мела. Такой грубо расчлененный рельеф с большой амплитудой относительных высот наблюдается около Белгорода. В лёссовой толще возникли овраги с крутыми стенками.

Современный рельеф Среднерусской возвышенности создан преимущественно размывающей деятельностью водных потоков, которая находилась в тесной связи с эпейрогеническими движениями земной коры, литологией, климатическими факторами и др. М. В. Карандеева пишет, что геоморфологическое своеобразие Среднерусской возвышенности заключается в ее очень резком и молодом эрозионном расчленении, наложенном на древнеэрозионные формы.

Возвышенность представляет собой классический район развития овражно-балочного рельефа. Многочисленные речные долины, а также густая сеть оврагов и балок придают поверхности пересеченный характер. В разных районах Среднерусской возвышенности густота расчленения неодинакова. Наиболее расчлененным районом являются северный - к западу от Оки, менее - южный, в бассейнах Северского Донца, Оскола, Псела и др., а также центральная водораздельная часть. Особенно глубокие долины и балки расположены в пределах Калачской возвышенности и в южных частях Среднерусской возвышенности, где глубина вреза достигает 125-150 м. Здесь овражно-балочная сеть достигает значительного развития - 1-2 км оврагов приходится на 1 км 2 площади.

Овраги - характерная черта Среднерусской возвышенности в целом. Приречные участки междуречий сильно изрезаны оврагами, и только некоторые из них заходят далеко на водоразделы. Известны случаи перепиливания водоразделов оврагами. Наибольшего развития овражно-балочная сеть достигает в бассейне рек Оки и Труды (левый приток р. Сосны) и в бассейне верховьев рек Кромы, Неруча, Сваны и др. Развитию оврагов способствуют рыхлые толщи лёссовидных суглинков и лёссов в сочетании с климатическими условиями (бурное таяние снегов весной, возникновение морозобойных трещин и ливни). Благоприятные для роста оврагов природные условия в прошлом усиливались хозяйственной деятельностью человека, примитивным земледелием, лишенным элементарной агротехники. Малоземелье крестьян в.дореволюционной России приводило к тому, что распахивались крутые склоны долин и балок, т. е. наиболее опасные в отношении размыва участки. Овраг зарождался в рыхлом грунте, затем, разрастаясь, он превращался в узкую, ветвящуюся глубокую рытвину.

Междуречья представляют собой плоские или слегка волнистые участки, возвышающиеся над уровнем моря в среднем на 250 м. Склоны водоразделов пологие, они заметно понижаются к долинам рек и обычно рассечены оврагами. На поверхности водораздельных пространств развиты местами западины (степные блюдца) диаметром 15-20 и 50 м и глубиной 1,5-2 м.

Речная сеть Среднерусской возвышенности густая, она расчленяет ее поверхность в различных направлениях. В пределах возвышенности начинаются и протекают многие реки Русской равнины. Отсюда берет начало р. Ока с притоками Упа, Угра, Зуша, Жиздра и Протва. В западной части протекает р. Десна, в юго-западной части начинаются реки Сейм, Псел, Ворскла, впадающие в р. Днепр. В южной части начинаются реки Северский Донец и Оскол. Несколько восточнее Иван-озера, в верховьях неглубокого лога, на дне которого извивается полоска топкого грунта с лужицами воды, берет начало р. Дон. Река Дон до устья р. Битюга течет в меридиональном направлении, а далее она поворачивает на восток и близко подходит к Волге.

Климат. Климат Среднерусской возвышенности и лежащей к востоку от нее Окско-Донской низменности складывается под влиянием двух факторов: 1) циклонической деятельности и связанным с ней вхождением воздушных масс различного происхождения (как теплых с запада и юго-запада, так и холодных, арктических); 2) прогревания или охлаждения притекающего воздуха, в зависимости от состояния подстилающей поверхности и поступающей на поверхность Земли радиации.

Описываемый район характеризуется умеренно холодной зимой, умеренным летом и достаточным увлажнением. Континентальность климата возрастает к востоку и юго-востоку. Радиационный баланс за год составляет 27-32 ккал/см 2 . Сумма приходящей солнечной радиации за летние месяцы достигает 41-44 ккал/см 2 .

В связи с большой ролью атлантических вхождений изотермы зимних месяцев, как и в других районах Русской равнины, отклоняются от параллелей и располагаются с северо-запада на юго-восток. Средняя температура января колеблется в разных частях от -9 до -12°, абсолютный минимум равен - 35, -40°. Такие температуры наблюдаются при застаивании воздушных масс и их охлаждении.

Максимальная высота снежного покрова наблюдается в третьей декаде февраля; она начинает убывать с 45 см в северо-восточных районах до 30 см в южных и юго-западных, что объясняется как влиянием оттепелей, так и сокращением общей продолжительности залегания снежного покрова. В феврале часто бывают метели.

В летний период, обычно во второй половине лета, погода может быть пасмурной и дождливой, что связано с прохождением циклонов или жаркой и сухой с кратковременными ливнями и грозами. Последнее наблюдается при трансформации воздушных масс в обширных антициклонах, занимающих большую часть Европейской территории СССР.

Летом наиболее высокие температуры наблюдаются в юго-восточной части района (средняя температура июля в Воронеже +21°), немного ниже температуры в северо-западной части (до +19°). Максимум осадков выпадает в июле (60-70 мм). Годовое количество осадков, приносимых как западными, так и южными циклонами, на территории описываемого района составляет в среднем 500-550 мм, несколько убывая к юго-востоку.

Почвы. В лесостепной части Среднерусской возвышенности располагается две полосы почв: полоса серых лесостепных почв и полоса выщелоченных и деградированных черноземов. Граница между ними проходит по линии: Курск-Орел-Мценск-Одоев-Тула-Михайлов.

В зоне степей выделяются: полоса типичного чернозема и полоса среднегумусовых обыкновенных черноземов.

Почвы лесостепной и степной зон характеризуются высоким содержанием гумуса. В наиболее бедных разностях лесостепных почв (в оподзоленных лесостепных почвах) процент содержания гумуса не менее 2,5, в черноземах он доходит до 10 и более. Развитые на лёссах или лёссовидных суглинках, эти почвы имеют хороший механический состав, способный давать зернистую структуру, которая обеспечивает благоприятные условия для развития растений. Эти почвы легко поддаются механической обработке.

Растительность. В настоящее время большая часть территории возвышенности распахана и естественная растительность сохранилась преимущественно по речным долинам, а также по склонам балок и оврагов. В результате хищнической вырубки лесов в дореволюционное время от былых лесов остались только небольшие массивы (Тульские засеки). Они дают представление о лесах прошлых лет. Древостой в засеках состоит из дуба ( Quercus robur ) с его обычными спутниками - ясенем ( Fraxinus excelsiot ), кленом ( Acer platanoides ), липой ( Tilia cordata ). Кроме дубрав, здесь встречаются березовые и осиновые рощи.

В северных частях Среднерусской возвышенности, на крутых известняковых склонах, развиты нагорные березняки. В травяном покрове встречаются реликты: полынь шелковистая, лупиновый клевер и др.

В подзоне типичной лесостепи современные леса представлены байрачными дубравами, которые до настоящего времени сохранились лишь в немногих местах и на небольших площадях (район Белгорода и Валуек). На юге возвышенности, в пределах выхода на поверхность отложений мела, развиты меловые боры, которые также сохранились в немногих местах (правый берег р. Нежеголь, район Оскола, правый берег р. Потудань и др.). Большой интерес представляет растительность в районе Галичьей горы (Липецкая область), где наблюдается скопление реликтовых растений, которых здесь насчитывается большое количество. Среди них: папоротник, степной костенец, кузьмичева трава, волчеягодник Софьи, мохнатый проломник и др. По западинам междуречий района развиты осиново-дубовые кусты.

Степные участки лесостепи почти сплошь распаханы, и пятна целинной степи сохранились лишь в немногих местах, как например Стрелецкая степь, Казацкая и Ямская степи (входят в состав заповедника имени В. В. Алехина). Эти пятна относятся к разнотравным степям с большим количеством растений. Здесь среди злаков выделяются прямой костер ( Bromus erectus ) и собачья полевица ( Agrostis canina ), а из осок - низкая осока ( Carex humilis ) и др.

Юго-восточная часть Среднерусской возвышенности вместе с Калачской возвышенностью до распашки была занята степями.

Животный мир, так же как и растительность, изменяется в направлении с северо-запада на юго-восток. Еще 200-300 лет назад север Среднерусской возвышенности был населен большим количеством животных, являвшихся представителями как лесной, так и степной фауны. В лесах жили медведи, лоси, олени, козули, на степных участках встречались суслики, тушканчики, байбаки. С целью восстановления фауны в Воронежском государственном заповеднике в настоящее время разводят бобров.

Плодородные почвы Среднерусской возвышенности, большое количество полезных ископаемых способствуют развитию сельского хозяйства и промышленности, связанной с местным сырьем. Здесь производится много сахара, хлеба, фосфоритной муки и местных стройматериалов. Кроме того, развита металлообрабатывающая и машиностроительная промышленность.

— Источник—

Давыдова, М.И. Физическая география СССР/ М.И. Давыдова [и д.р.]. – М.: Просвещение, 1966.- 847 с.

Post Views: 530