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.