Ледниковый рельеф
Краткий словарь терминов

Автор: Collier’s Encyclopedia
Источник: www.diclib.com

Экзарационный рельеф, это рельеф, созданный покровными ледниками. Обладая значительной толщиной и весом, ледники производили мощную экзарационную работу. Во многих местностях они уничтожили весь почвенный покров и частично подстилающие рыхлые отложения и прорезали глубокие ложбины и борозды в коренных породах. В центральном Квебеке эти ложбины заняты многочисленными мелководными озерами вытянутой формы.

Ледниковые борозды прослеживаются вдоль Канадской трансконтинентальной автомагистрали и близ города Садбери (пров. Онтарио). Горы штата Нью-Йорк и Новой Англии были выположены и отпрепарированы, а существовавшие там доледниковые долины расширены и углублены потоками льда. Ледники также расширили котловины пяти Великих озер США и Канады, а поверхности скальных пород отполировали и покрыли штриховкой.

Ледниково-аккумулятивный рельеф, созданный покровными ледниками. Ледниковые покровы, включая Лаврентийский и Скандинавский, занимали площадь не менее 16 млн. км2, и, кроме того, тысячи квадратных километров были покрыты горными ледниками. Во время деградации оледенения весь эродированный и перемещенный в теле ледника обломочный материал откладывался там, где таял лед.


Перигляциальный рельеф
Перигляциальный рельеф. Совокупность специфических форм рельефа была создана, когда край ледникового покрова или конец ледника находились в стационарном положении или при разрушении мертвого льда.
(рис. с сайта www.krugosvet.ru)
Ледниковый рельеф
Ледниковый рельеф. Под ледниковым покровом отложилась морена (перенесенный льдом обломочный материал), на поверхности которой созданы разные формы рельефа. Перед краем ледника тоже сформировалась морена, переработанная потоками талых ледниковых вод. Образовавшийся рельеф определяет ландшафт территорий, освободившихся от льдов во время деградации последнего ледникового покрова.
(рис. с сайта www.krugosvet.ru)

Таким образом, обширные территории оказались усеянными валунами и щебнем и покрыты более мелкозернистыми ледниковыми отложениями. Давным-давно на Британских о-вах были обнаружены рассеянные по поверхности валуны необычного состава. Вначале предполагалось, что они были принесены океаническими течениями. Однако впоследствии было признано их ледниковое происхождение.


Ледниковые отложения стали подразделять на морену и сортированные осадки. В состав отложенных морен (которые иногда называют тилл) входят валуны, щебень, песок, супесь, суглинок и глина. Возможно преобладание одного из этих компонентов, но чаще всего морена представляет собой несортированную смесь двух или большего числа составляющих, а иногда встречаются все фракции. Сортированные осадки формируются под воздействием талых ледниковых вод и слагают зандровые водно-ледниковые равнины, долинные зандры, камы и озы (см. ниже), а также заполняют котловины озер ледникового происхождения. Ниже рассматриваются некоторые характерные формы рельефа областей покровного оледенения.

Основные морены. Слово "морена" впервые было применено для обозначения гряд и холмов, сложенных валунами и мелкоземом и встречающихся у концов ледников во Французских Альпах. В составе основных морен преобладает материал отложенных морен, а их поверхность представляет собой пересеченную равнину с небольшими холмами и грядами разных форм и размеров и с многочисленными небольшими котловинами, заполненными озерами и болотами. Мощность основных морен варьирует в больших пределах в зависимости от объема принесенного льдом материала.


Морена
Слияние нескольких ледников с образованием срединных морен в местах их тектонического сшивания.
Западная Гренландия, район Делагерских нунатаков.
1 – ледники и трещины в ннх, 2 – краевые и срединные морены, 3 – выходы скального ложа ледников, 4 – озера.
(рис. с сайта www.avspir.narod.ru)

Основные морены занимают обширные площади в США, Канаде, на Британских о-вах, в Польше, Финляндии, северной Германии и России. Для окрестностей Понтиака (шт. Мичиган) и Уотерлу (шт. Висконсин) характерны ландшафты основной морены. Тысячи небольших озер усеивают поверхность основных морен в Манитобе и Онтарио (Канада), Миннесоте (США), Финляндии и Польше.

Конечные морены образуют мощные широкие пояса вдоль края покровного ледника. Они представлены грядами или более или менее изолированными холмами мощностью до нескольких десятков метров, шириной до нескольких километров и, в большинстве случаев, длиной во много километров. Часто край покровного ледника не был ровным, а разделялся на довольно четко обособленные лопасти. Положение края ледника реконструируется по конечным моренам. Вероятно, во время отложения этих морен край ледника длительное время находился почти в неподвижном (стационарном) состоянии.

iv>
Краевая (конечная) морена
Краевая (конечная) морена
ВНТ – внутренняя фация, много суглинистого материала; ВНШ – внешняя фация – хорошо промытая; ОМ – основная морена; Ф – флювиогляциальные пески.
(рис. с сайта www.5fan.ru)

При этом формировалась не одна гряда, а целый комплекс гряд, холмов и котловин, который заметно возвышается над поверхностью сопредельных основных морен. В большинстве случаев конечные морены, входящие в состав комплекса, свидетельствуют о неоднократных небольших подвижках края ледника. Талые воды отступавших ледников разрушили эти морены во многих местах, что подтверждается наблюдениями в центральной Альберте и севернее города Реджайна в горах Харт в провинции Саскачеван. На территории США такие примеры представлены вдоль южной границы покровного оледенения.

Друмлины – вытянутые холмы, по форме напоминающие ложку, перевернутую выпуклой стороной кверху. Эти формы состоят из материала отложенной морены, а в некоторых (но не во всех) случаях имеют ядро из коренных пород. Друмлины обычно встречаются большими группами – по нескольку десятков или даже сотен. Большинство этих форм рельефа имеет размеры 900-2000 м в длину, 180-460 м в ширину и 15-45 м в высоту. Валуны на их поверхности нередко ориентированы длинными осями по направлению движения льда, которое осуществлялось от крутого склона к пологому.


Друмлины
Архипелаг из друмлинов, залив Клю (Ирландия)
(рис. с сайта www.vodopad-lednik.ru)

По-видимому, друмлины формировались, когда нижние слои льда утрачивали подвижность из-за перегрузки обломочным материалом и перекрывались движущимися верхними слоями, которые перерабатывали материал отложенной морены и создавали характерные формы друмлинов. Такие формы широко распространены в ландшафтах основных морен областей покровного оледенения.

Зандровые равнины сложены материалом, принесенным потоками талых ледниковых вод, и обычно примыкают к внешнему краю конечных морен. Эти грубосортированные отложения состоят из песка, гальки, глины и валунов (максимальный размер которых зависел от транспортирующей способности потоков). Зандровые поля обычно широко распространены вдоль внешнего края конечных морен, но бывают и исключения.

Зандр
Зандр в Исландии, видимый с восточной окраины на конечной остановке ледника Свинафельсьокуль
(рис. с сайта www.vodopad-lednik.ru)

Наглядные примеры зандров встречаются западнее морены альтмонт в центральной Альберте, близ городов Баррингтон (шт. Иллинойс) и Плейнфилд (шт. Нью-Джерси), а также на о.Лонг-Айленд и п-ове Кейп-Код. Зандровые равнины в центральных районах США, особенно вдоль рек Иллинойс и Миссисипи, содержали огромное количество пылеватого материала, который впоследствии был подхвачен и перенесен сильными ветрами и в конце концов переотложен в виде лёсса.

>

Озы – это длинные узкие извилистые гряды, сложенные в основном сортированными осадками, протяженностью от нескольких метров до нескольких километров и высотой до 45 м. Озы формировались в результате деятельности подледниковых потоков талых вод, выработавших во льду туннели и откладывавших там наносы. Озы встречаются всюду, где существовали ледниковые покровы. Сотни таких форм находятся как восточнее, так и западнее Гудзонова залива.

Оз
Рис. с сайта www.dic.academic.ru

Камы – это небольшие крутосклонные холмы и короткие гряды неправильной формы, сложенные сортированными осадками. Вероятно, они образовались разными способами. Некоторые были отложены близ конечных морен потоками, вытекавшими из внутриледниковых трещин или подледниковых туннелей. Эти камы часто сливаются в широкие поля слабосортированных наносов, называемые камовыми террасами. Другие, по-видимому, были сформированы в результате таяния крупных глыб мертвого льда у конца ледника. Возникшие при этом котловины заполнялись отложениями потоков талых вод, и после полного таяния льда там формировались камы, слегка возвышающиеся над поверхностью основной морены. Камы встречаются во всех областях покровного оледенения.


Камы
Камы в Нечкинском национальном парке в Удмуртии
(рис. с сайта www.vodopad-lednik.ru)

Западины часто встречаются на поверхности основной морены. Это результат вытаивания глыб льда. В настоящее время в гумидных районах они могут быть заняты озерами или болотами, а в семиаридных и даже во многих гумидных районах они сухие. Такие западины встречаются в сочетании с небольшими крутосклонными холмами. Западины и холмы – типичные формы рельефа основной морены. Сотни таких форм встречаются в северном Иллинойсе, Висконсине, Миннесоте и Манитобе.

Камы
Типичная схема небольшого участка холмисто-моренного рельефа на территории Европейской части СССР в зоне бывшего здесь последнего оледенения. Рельеф участка представляет на первый взгляд беспорядочное нагромождение и чередование холмов и западин. Наиболее высокий холм имеет отметку 203,2 м, самая низкая отметка — 125,6 м. Таким образом, наибольшая разность высот составляет около 78 м. Средние отметки холмов равны 190—200 м, средние отметки западин 160—175 м, т. е. относительные высоты холмов в среднем равны 25—40 м.
(рис. с сайта www.tinref.ru)

Озерно-ледниковые равнины занимают днища бывших озер. В плейстоцене возникли многочисленные озера ледникового происхождения, которые затем были спущены. Потоки талых ледниковых вод приносили в эти озера обломочный материал, который там подвергался сортировке. Древнее приледниковое оз.Агассиз площадью 285 тыс. кв. км, располагавшееся в Саскачеване и Манитобе, Северной Дакоте и Миннесоте, питалось за счет многочисленных потоков, начинавшихся от края ледникового покрова. В настоящее время обширное дно озера, занимающее площадь в несколько тысяч квадратных километров, представляет собой сухую поверхность, сложенную переслаивающимися песками и глинами.

Экзарационный рельеф, созданный долинными ледниками. В отличие от ледниковых покровов, которые вырабатывают обтекаемые формы и сглаживают поверхности, через которые они движутся, горные ледники, напротив, преобразуют рельеф гор и плато таким образом, что делают его более контрастным и создают характерные рассмотренные ниже формы рельефа.

U-образные долины (троги). Крупные ледники, переносящие в своих основаниях и краевых частях большие валуны и песок, являются мощными агентами экзарации. Они расширяют днища и делают более крутыми борта долин, по которым движутся. Так формируется U-образный поперечный профиль долин.


Трог (u-образная долина)
Озеро Кёнигсзее расположенное в троговой долине
(рис. с сайта www.vodopad-lednik.ru)

Висячие долины. Во многих районах крупные долинные ледники принимали небольшие ледники-притоки. Первые из них углубляли свои долины значительно сильнее, чем мелкие ледники. После таяния льда концы долин ледников-притоков оказались как бы подвешенными над днищами главных долин. Таким образом возникли висячие долины. Такие типичные долины и живописные водопады образовались в Йосемитской долине (шт. Калифорния) и национальном парке Глейшер (шт. Монтана) в местах соединения боковых долин с главными.

Висячая долина
Висячая долина к перевалу на Ходештыг-Хем (Бурятия, Россия)
(рис. с сайта www.images.esosedi.ru)

Цирки и кары. Цирки – это чашеобразные углубления или амфитеатры, которые располагаются в верхних частях трогов во всех горах, где когда-либо существовали крупные долинные ледники. Они сформировались в результате расширяющего действия замерзшей в трещинах горных пород воды и выноса образовавшегося крупного обломочного материала движущимися под влиянием силы тяжести ледниками.


Цирк (кар)
В цирке горы Летняя Поперечная (Камчатка, Россия)
(фото с сайта www.nature-photographing.com)

Цирки возникают ниже фирновой линии, особенно у бергшрундов, при выходе ледника из фирнового поля. В ходе процессов расширения трещин при замерзании воды и экзарации эти формы растут в глубину и ширину. Их верховья врезаются в склон горы, на котором они расположены. Многие цирки имеют крутые борта высотой в несколько десятков метров. Для днищ цирков также типичны озерные ванны, выработанные ледниками.

В тех случаях, когда подобные формы не имеют прямой связи с нижележащими трогами, они называются карами. Внешне создается впечатление, что кары подвешены на склонах гор.

Каровые лестницы. Расположенные в одной долине не менее двух каров называются каровой лестницей. Обычно кары разделяются крутыми уступами, которые сочленяясь с уплощенными днищами каров, как ступени, формируют циклопические (вложенные) лестницы. На склонах Передового хребта в штате Колорадо представлено много отчетливых каровых лестниц.

Каровая лестница
Болгария. Каровая лестница. Панорамный вид Семи Рильских озёр с пика Озерный (фотография «кликабельна»)
(фото с сайта www.dic.academic.ru)

Карлинги – островершинные формы, образующиеся в ходе развития трех или более каров по разные стороны от одной горы. Часто карлинги имеют правильную пирамидальную форму. Классический пример – гора Маттерхорн на границе Швейцарии и Италии. Однако живописные карлинги встречаются почти во всех высоких горах, где существовали долинные ледники.

Карлинг
Гора Маттерхорн (нем. Matterhorn, итал. Monte Cervino)
(фото с сайта www.alinamix.com)

Ареты – это зубчатые гребни, имеющие сходство с полотном пилы или лезвием ножа. Они формируются там, где два кара, растущие на противоположных склонах хребта, близко подходят один к другому. Ареты возникают и там, где два параллельных ледника разрушили разделяющую горную перемычку до такой степени, что от нее остался лишь узкий гребень.

Ареты
Гора Crib Goch (Уэльс, Великобритания)
(фото с сайта www.en.wikipedia.org)

Перевалы – это перемычки в гребнях горных хребтов, образующиеся при отступании задних стенок двух каров, которые развивались на противоположных склонах.

Нунатаки – это скальные останцы, окруженные ледниковым льдом. Они разделяют долинные ледники и лопасти ледниковых шапок или покровов. Четко выраженные нунатаки имеются на леднике Франца-Иосифа и некоторых других ледниках Новой Зеландии, а также в периферических частях Гренландского ледникового покрова.

Нунатак
Нунатак
(фото с сайта www.altfast.ru)

Фьорды встречаются на всех побережьях горных стран, где долинные ледники некогда спускались в океан. Типичные фьорды – это частично затопленные морем троговые долины с U-образным поперечным профилем. Ледник толщиной ок. 900 м может продвинуться в море и продолжать углублять свою долину, пока не достигнет глубины ок. 800 м. К глубочайшим фьордам относятся залив Согне-фьорд (1308 м) в Норвегии и проливы Месье (1287 м) и Бейкер (1244) на юге Чили.

Согне-фьорд (норв. Sognefjorden)
Согне-фьорд (норв. Sognefjorden)

Хотя весьма уверенно можно констатировать, что большинство фьордов представляют собой глубоковрезанные троги, которые были затоплены после таяния ледников, происхождение каждого фьорда можно выяснить только с учетом истории оледенения в данной долине, условий залегания коренных пород, наличия разломов и масштабов погружения прибрежной территории.

Так, в то время как большинство фьордов представляют собой переуглубленные троги, многие прибрежные районы, подобно побережью Британской Колумбии, в результате движений земной коры испытали опускание, что в некоторых случаях способствовало их затоплению. Живописные фьорды характерны для Британской Колумбии, Норвегии, южного Чили и Южного острова Новой Зеландии.

Экзарационные ванны (ванны выпахивания) выработаны долинными ледниками в коренных породах у основания крутых склонов в местах, где днища долин сложены сильнотрещиноватыми породами. Обычно площадь этих ванн ок. 2,5 кв. км, а глубина – ок. 15 м, хотя многих из них имеют меньшие размеры. Часто экзарационные ванны приурочены к днищам каров.

Бараньи лбы – это небольшие округлые холмы и возвышенности, сложенные плотными коренными породами, которые были хорошо отполированы ледниками. Их склоны асимметричны: склон, обращенный вниз по движению ледника, – немного круче. Часто на поверхности этих форм имеется ледниковая штриховка, причем штрихи ориентированы по направлению движения льда.

Бараний лоб
Бараний лоб (Высоцк, Россия)
(фото с сайта www.ilyabim.livejournal.com)
Бараний лоб
Бараний лоб (Высоцк, Россия)
(фото с сайта www.ilyabim.livejournal.com)

Аккумулятивный рельеф, созданный долинными ледниками. Конечные и боковые морены – самые характерные ледниково-аккумулятивные формы. Как правило, они расположены в устьях трогов, но могут также встречаться в любом месте, которое занимал ледник, как в пределах долины, так и вне ее. Оба типа морен формировались в результате таяния льда с последующим сгружением обломочного материала, переносимого как на поверхности ледника, так и внутри него. Боковые морены обычно представляют длинные узкие гряды. Конечные морены также могут иметь форму гряд, часто это мощные скопления крупных обломков коренных пород, щебня, песка и глины, отложенные у конца ледника в течение длительного времени, когда темпы его наступания и таяния были примерно сбалансированы.

Высота морены свидетельствует о мощности образовавшего ее ледника. Часто две боковые морены соединяются в одну конечную морену подковообразной формы, стороны которой простираются вверх по долине. Там, где ледник занимал не все днище долины, боковая морена могла формироваться на некотором расстоянии от ее бортов, но примерно параллельно им, оставляя вторую длинную и узкую долину между моренной грядой и коренным склоном долины. Как боковая, так и конечная морены имеют включения огромных валунов (или глыб) весом до нескольких тонн, выломанных из бортов долины в результате замерзания воды в трещинах горных пород.

Рецессионные морены формировались, когда темпы таяния ледника превышали темпы его наступания. Они образуют мелкобугристый рельеф со множеством небольших западин неправильной формы.

Долинные зандры – это аккумулятивные образования, сложенные грубосортированным обломочным материалом из коренных пород. Они имеют сходство с зандровыми равнинами областей покровного оледенения, так как созданы потоками талых ледниковых вод, однако располагаются в пределах долин ниже конечной или рецессионной морены. Долинные зандры можно наблюдать близ концов ледников Норрис на Аляске и Атабаска в Альберте.

Озера ледникового происхождения иногда занимают экзарационные ванны (например каровые озера, расположенные в карах), но гораздо чаще такие озера находятся позади моренных гряд. Подобными озерами изобилуют все районы горно-долинного оледенения; многие из них придают особую прелесть окружающим их сильнопересеченным горным ландшафтам. Они используются для строительства ГЭС, орошения и городского водоснабжения. Однако они ценятся также за свою живописность и благодаря рекреационной значимости. Многие самые красивые озера мира относятся именно к этому типу.

Источник: www.ladoga-lake.ru

Термины
для обозначения разных типов рыхлых отложений

Элювий — отложения, образовавшиеся в результате выветривания и не претерпевшие перемещения; то же, что кора выветривания. Бывают глинистыми (если преобладает химическое выветривание) или каменистыми (если физическое). Распространены обычно на плоских поверхностях, откуда снос идет медленно.

Делювий — отложения, образовавшиеся у подножия склона в результате плоскостного смыва водами, не собравшимися в русло. Обычно глинистые или суглинистые. Образуют шлейфы, покрывающие подножия склонов.

Пролювий — отложения временных водотоков, текущих по руслам. Чаще всего песчаные, в горах — с галькой и гравием. Образуют конусы выноса, нередко сливающиеся между собой.

Аллювий — отложения постоянных водотоков — рек и ручьев. Состав весьма разнообразен — от валунов (в руслах горных рек) до глины (в руслах и на поймах равнинных рек), в зависимости от скорости отложившего их потока. Слагают речные русла, поймы, надпойменные террасы.

Другие термины употребляются реже. Вот два из них.

Коллювий — отложения осыпей, камнепадов, как правило, перемешанные с отложениями временных водотоков. Обычно каменистые. Образуют конусы и шлейфы осыпей.

Деляпсий — породы, смещенные в результате оползней. Состав зависит от того, чем был сложен склон до оползня.

Из всех этих терминов только аллювий и коллювий пишутся через два л.

 

Нередко говорят просто террасы, опуская определение надпойменные; это допустимо, но не совсем строго: пойма — тоже терраса, ее называют также пойменной террасой.

 

Высота террас над уровнем реки зависит от того, происходит ли общее поднятие или опускание местности, а также от скорости врезания реки. Наиболее древние террасы одной из рек, прорезающих Ферганский хребет в Средней Азии, расположены на высоте 400—500 м над руслом, а по выходе долины в межгорную котловину их уровень местами оказывается ниже уровня реки; в этом случае видеть террасу невозможно, она покрыта более молодыми наносами реки. Ширина террас горных рек — десятки, иногда сотни метров.

Долины равнинных рек гораздо шире, врезаны они на меньшую глубину. Вот характеристики террас Днепра в его среднем течении:

пойма — высота 4—5 м над уровнем реки, ширина до 12 км;

I надпойменная терраса — высота 12—15 м, ширина 3—5 км, на отдельных участках до 9 км;

II надпойменная терраса — высота 20—30 м, прослеживается не везде, наибольшая ширина 6 км;

III надпойменная терраса — высота 40—50 м, ширина у Киева (на левобережье реки) до 90 км, у Днепропетровска 10 км.

 

Рис. 23. Сортировка материала в конусе выноса временного водотока
Рис. 23. Сортировка материала в конусе выноса временного водотока

Наиболее активный фактор переноса частиц горных пород на Земле — текучая вода. Во время дождя вода стекает по всей поверхности склона, сток постепенно концентрируется в струи, и те роют для себя углубления, борозды. Вода стекает в ручьи и реки. Даже равнинные реки, уклон которых очень мал и скорость течения сравнительно невелика, переносят огромное количество твердого материала; горные же реки, имеющие гораздо бо’льшую скорость течения, способны перемещать не только песчаные и глинистые частицы, но и крупные валуны. Следы работы водных потоков есть везде — и там, где воды много (например, Средняя Россия), и там, где ее недостаточно (пустыни). В пустынях дожди редки, но выпадают обычно в виде сильных ливней, и не защищенные растительностью поверхностные слои горных пород легко размываются; поэтому во многих пустынях овраги и борозды, промытые водой, встречаются даже чаще, чем в местах с влажным климатом. Формы рельефа, созданные текучей водой, неизвестны лишь там, где земная поверхность постоянно покрыта льдом (Антарктида, Гренландия и др.).

Рис. 22. Рельеф пустыни в Турции — Склоны расчленены оврагами до стадии дурных земель

Рис. 22. Рельеф пустыни в Турции — Склоны расчленены оврагами до стадии дурных земель

Размыв горных пород текущей водой носит название эрозия (от лат. erosio — разъедание), а формы рельефа, образованные этим процессом, — эрозионными или эрозионно-аккумулятивными формами, поскольку размыв горных пород сопровождается (в том же месте или в другом) аккумуляцией, отложением материала, который перемещается потоком. Эрозия проявляется в двух основных видах — плоскостном смыве и линейной эрозии.

О плоскостном смыве говорилось в разделе, посвященном склоновым процессам: вода стекает по склону, не концентрируясь в струи, переносит твердые частицы сверху вниз и откладывает делювий.

Рис. 24. Излучины реки и образование стариц

Рис. 24. Излучины реки и образование стариц:
1 — крутые подмываемые берега; 2 — место, в котором может вскоре произойти прорыв шейки излучины; 3 — прорыв произошел, старица отчленилась от русла; 4 — старица, образовавшаяся давно и потерявшая связь с руслом

Но склон не может быть совершенно ровным, есть места более благоприятные для стока воды и менее благоприятные. Сплошная пленка воды постепенно разделяется на струи, каждая из которых при своем движении не только использует существующее углубление в склоне, но и сама еще углубляет, расширяет его, образует русло; плоскостной смыв сменяется линейной эрозией. В результате линейной эрозии образуются линейно вытянутые отрицательные формы рельефа, обычно извилистые — эрозионные борозды, промоины, овраги, речные долины. Линия, соединяющая самые низкие точки дна эрозионной формы, носит название та’львег (от немецкого Tal — долина, Weg — путь, дорога). Линейная эрозия — основная форма взаимодействия потока и подстилающей поверхности литосферы.

Овраг — это крутосклонная рытвина на возвышенности, на склоне долины, образованная временным водотоком — талыми и дождевыми водами. Длина оврага может достигать нескольких километров, глубина — нескольких десятков метров, ширина — десятков, иногда сотен метров. Овраги постепенно растут, их верховья продвигаются все дальше вверх по склону. Овраги наносят большой вред сельскому хозяйству, расчленяя и уничтожая поля. Участки, расчлененные оврагами настолько, что склоны соседних оврагов пересекаются, становятся непригодными для какого-либо практического использования. Они называются дурными землями; употребляется также английский термин бедленд (bad land), означающий буквально то же самое (рис. 22). Борьба с оврагами ведется путем закрепления их склонов, особенно в верховьях, путем посадок леса на окружающих овраг площадях и т. д.

Старый, уже не растущий овраг постепенно превращается в балку; балка шире оврага, склоны ее более пологи, они заросли травой, иногда кустарником или лесом.

Рис. 25. Долина равнинной реки

Рис. 25. Долина равнинной реки

В нижней части своего русла временный водоток выходит на более полого наклоненную или горизонтальную поверхность и откладывает материал, который он несет. Форма рельефа, образуемая отложениями, — наклонный конус (как и в случае с осыпью), поэтому она называется конусом выноса. Но строение конуса выноса водного протока повторяет строение конуса осыпи с точностью до наоборот: поток, выйдя на менее крутую поверхность, первыми откладывает наиболее крупные, наиболее тяжелые обломки, а самые мелкие (глинистые частицы) уносит дальше всего (рис. 23). Поэтому внешняя граница конуса выноса не отмечена такой четкой каймой, как граница конуса осыпи, а сливается с окружающей поверхностью.

Постоянные водотоки — ручьи и реки — текут в долинах, выработанных текучей водой совместно со склоновыми процессами. По рельефу резко различаются долины горных и равнинных рек. Долины горных рек узки, крутосклонны, глубоко врезаны. Долины равнинных рек широкие (до десятков километров), глубина их небольшая, склоны пологие.

Склоны, примыкающие к долине и возвышающиеся над ней, называются коренными берегами. Крутизна и форма коренного берега зависят от слагающих его пород, от деятельности реки (например, он круче, если в его сторону преимущественно направлена боковая эрозия) и от склоновых процессов. В склонах коренных берегов часто обнажаются горные породы, слагающие местность, поэтому при геологической съемке самые важные маршруты проходят по долинам рек.

Ни одно естественное русло не бывает изначально прямолинейным. И уже эти изгибы русла способствуют тому, что происходит боковая эрозия, — ударяясь в вогнутый берег, река подмывает его, а у выпуклого берега откладывает наносы; русло смещается в сторону вогнутого берега, изгиб делается все круче. Так как вогнутым оказывается то левый, то правый берег, крутые изгибы русла — излучины, или меандры (ед. число — меандр; от древнего названия сильноизвилистой реки Меандр в Малой Азии; современное название — Большой Мендерес), — развиваются в обе стороны от первоначального русла, пояс излучин постепенно расширяется. Когда количество воды в реке увеличивается (половодье или паводок), русло становится тесным, река выходит из берегов. Прилежащие к руслу участки, заливаемые ежегодно, или раз в несколько лет, или, наконец, лишь при исключительно высоких уровнях воды, — это пойма реки.

Если излучины очень круты и между ними осталась лишь узкая перемычка, она может быть прорвана рекой и русло в этом месте спрямляется, а старый, более длинный участок русла оказывается ненужным и образует пойменное озеро — ста’рицу, которая постепенно отчленяется от русла наносами песка и ила (рис. 24). Некоторое время старица еще продолжает быть озером, затем превращается в болото и сырой луг. Старицы и следы перемещения русла — характерные элементы рельефа поймы равнинных рек.

Породы, отложенные рекой, носят название аллювий (от лат. alluvio — нанос, намыв). Аллювий — преимущественно обломочная порода различного состава, от валунника (в горных реках) до суглинка или глины; обычно в составе аллювия преобладают пески. В строении коренных берегов аллювий не принимает участия. Поверхность поймы, как правило, сложена аллювием.

Рис. 26. Речные террасыРис. 26. Речные террасы:
р — русло; п — пойма (аккумулятивная); 1 — первая надпойменная терраса (аккумулятивная); 2 — вторая надпойменная терраса (цокольная); 3 — третья надпойменная терраса (эрозионная); к — коренные берега

Река вырабатывает свою пойму в основном путем боковой эрозии. Но русло может врезаться и вниз — этот процесс называется глубинной эрозией. Это бывает при понижении уровня водоема, в который впадает река, при тектоническом поднятии участка земной коры, по которому протекает река, при увеличении полноводности реки в результате изменения климата. Если река врезалась в дно долины, ее воды даже при сильных половодьях не выходят на пойму, сформированную при прежнем уровне реки, пойма перестает заливаться и, следовательно, перестает быть поймой, превращается в надпойменную террасу (франц. terrase от лат. terra — земля). Река же формирует — опять путем боковой эрозии — новую пойму, уже на более низком уровне. И это может происходить неоднократно, в результате образуются несколько ярусов надпойменных террас; в долинах равнинных рек их нередко 4—5, в горных насчитывают до 15—18 надпойменных террас. Террасы нумеруют снизу вверх: вторая надпойменная терраса выше первой.

Терраса — пойменная или надпойменная — может быть целиком сложена аллювием, в этом случае она называется аккумулятивной. Если в обрыве террасы под аллювием обнажаются породы, не образованные рекой, а те же, что слагают коренной берег, то это цокольная терраса, а лежащие под аллювием породы составляют ее цоколь. Наконец, терраса может быть выработана в породах коренного берега и совершенно лишена аллювия — это эрозионная терраса (рис. 26).

Здесь рассмотрена, конечно, значительно упрощенная схема образования террас. Террасы почти всегда прослеживаются не сплошной полосой вдоль реки, а фрагментами. На многих участках те или иные террасы (а то и вообще все) отсутствуют, так что при полевых наблюдениях далеко не всегда легко сопоставить фрагменты террас, встреченных в разных местах.

В устье река теряет энергию, скорость ее течения становится равной нулю, и происходит то же, что в нижней части временного водотока: впадая в море или озеро, водный поток откладывает несомый им твердый материал. Если устье промывается приливами, то они способствуют тому, что материал проносится дальше, образуется расширенное устье — эстуарий (от лат. aestuarium — затопляемое устье реки). Типичные эстуарии — устья Темзы, Конго, реки Св. Лаврентия. Если же такого промыва нет (устья Волги, Дуная, Невы) или река несет очень много материала (устье Амазонки, общее устье Ганга и Брахмапутры), он накапливается в устье, образуя дельту (слово происходит от названия греческой буквы; заглавная буква дельта имеет форму треугольника D). Иногда река прорезает дельту одним руслом (рис. 27, а), а чаще дробится на рукава, образуя многочисленные острова (рис. 27, б, в).

Рис. 27. Различные типы дельт
Рис. 27. Различные типы дельт:
а — клювовидная (Тибр),
б — лопастная (Миссисипи),
в — мелколопастная, многорукавная (Волга)
По О.К. Леонтьеву и Г.И. Рычагову

Источник: geo.1september.ru

Сплав по рекеСпортивный сплав по реке имеет одну принципиальную особенность: ты не распоряжаешься временем. Ес­ли на пешем ходу, на лыжах, при ла­зании в горах ты почти всегда мо­жешь остановиться и обдумать соз­давшееся положение, то в быстрой водяной струе ты увлечен как бы са­мим потоком времени. Ты не можешь отсрочить момент встречи с препятст­вием, потому что плот и резиновую лодку не остановить, а на байдарке не. всегда успеешь развернуться, и к берегу пристать не всегда и везде воз­можно.

Сплав по быстрой реке иногда сравнивают с игрой в шахматы: нуж­но решить задачу в ограниченное время. Но проигрыш на реке прине­сет ущерб не только престижу.

На первых порах технически слож­ные реки тебе недоступны. Это легко понять, если посмотреть, какого уровня мастерства и знаний достигли опытные спортсмены-водники. И раз уж я обещал тебе рассказать о тво­ем будущем в спортивных путешест­виях, то взглянем вместе и на кусо­чек «сложной воды».

Водный рельеф и водные наездники

Когда выходишь на сложную ре­ку, ждут тебя стоячие валы, прижи­мы, отбойные волны, свалы, водосли­вы, водосбросы, водопады, каскады порогов, шиверы, подводные, надвод­ные и полузатопленные камни, гре­бенки, щеки, стрелки, вихревые течения, котлы, противотоки, верти­кальные водовороты, сбои струй… от названий кружится голова.

Ничего! Постепенно разберешься в словесном хаосе и поймешь причуд­ливое строение реки, мчащейся гроз­ным водяным потоком в лабиринте каменных коридоров.

Вот течет река. На пути каменные ворота из двух высоких скал сжали ее в тиски. Скалы стоят здесь, навер­ное, миллионы лет, а река неизменно мчится им навстречу.

Но представь себе, вдруг произош­ло невероятное: скалы двинулись вверх по реке, как два исполинских корабля, а она остановилась. Кораб­ли мчатся нам навстречу вплотную к берегам, и от них по застывшей воде расходятся волны. От тупых носов каменных кораблей — левого • кораб­ля и правого— толстыми усами идут волны. Посередине реки они встреча­ются, громоздятся друг на друга, складываются и создают высокий мощный суммарный вал. Он мчится за кораблями, немного поотстав, но на постоянном расстоянии от них.

Но вот все опять встало на свои места: корабли застыли у берегов, ре­ка рванулась им навстречу. Волны от носов кораблей тоже застыли, по­тому, что они хотя и идут, но буксуют на месте — их скорость равна ско­рости встречного хода реки. И грозный суммарный вал застыл как вко­панный на постоянном расстоянии от кораблей-скал, превратился в стоя­чий вал. Он грохочет пенным греб­нем и поджидает большую надувную лодку, которую поток несет ему на расправу.

Трое гребцов веслами разворачи­вают лодку точно носом к валу. Лод­ка идет со скоростью потока, вода вокруг нее стоит, и гребцам кажется, будто скалы и впрямь устремились им навстречу, тянут за собой вал.

Скалы проносятся сбоку, сжатая река взгорбилась. Вал близко… В по­следний момент поток чуть-чуть от­вернул нос лодки. Она взлетела косо вверх, углом, и загнутый гребень ва­ла ударил по ней. Лодка опрокину­лась.

Гребцы в воде. Рядом с ними пе­ревернутая лодка. Взлетели на вер­шину вала. В следующий момент лодка и гребцы летят вниз в водя­ную яму, которую продавил падаю­щий поток. Яма глубокая, вода со всех сторон рвется в нее, сшибается, встает новым валом, который река сносит ниже водяной ямы. Второй вал тоже стоячий, потому что он, как и первый, идет против хода реки.

Взлетая на второй вал, ловкие гребцы успели ухватиться за стропы, протянутые по днищу лодки. Один из них даже пытается вскочить на дни­ще. Когда лодка падает в следующую, водяную яму, это ему удается. Тре­тий вал подкинул лодку с седоком и с двумя прицепившимися и опять швырнул вниз. -А перед четвертым, последним, высоким валом двое ос­тавшихся в воде мигом, развернули лодку боком, третий же гребец на днище рванул на себя стропы, сам опрокидываясь. Четвертый вал по­мог ему — ударил по лодке снизу, и она перевернулась в нормальное положение.

Все трое гребцов вскарабкались в лодку, уселись на свои места, подоб­рали привязанные на веревках весла…

А из-за следующего поворота уже доносится рокот поджидающего их водосброса…

Кто эти лодочники-наездники? Кто научил их водной акробатике?

Они учились не по книгам. Они учились на реках, где валы помень­ше. Учились у своих предшественни­ков, когда те брали их по одному на плоты, управляемые опытными спорт­сменами. Такова преемственность в обучении мастерству покорения рек.

Конечно, гребцы в лодке не безза­щитны. Они хорошо одеты и снаря­жены. Они в теплых шерстяных кос­тюмах, а от воды их защищают тон­кие резиновые комбинезоны, как у подводников. Или на них надеты ру­башки и колготы «калипсо» из мяг­кой микропористой резины. Поверх этих костюмов прицеплена защита из пенопласта: плечевые накладки, щит­ки на бедрах, наколенники, нало­котники, щитки на голенях, которые должны предохранить от ударов о камни, а поверх всего надет спасательный надувной жилет. И, нако­нец, голова защищена прочным пла­стмассовым шлемом.

Источник: survinat.ru

Территория Брянской области не относится к провинции классического развития ледниковых форм рельефа. Это было определено некоторыми особенностями орографии центра Русской равнины. С севера область как бы «прикрыта» полосой высокого рельефа Валдайской и Смоленской возвышенностей, которые разделяли днепровский ледник на Ильменско-Днепровский и Волжско-Донской языки и сильно задерживали продвижение ледника в центральной зоне (Кабанова, Ромашов, 1972). Поэтому ледниковые языки не обладали здесь большой активностью и не покрывали льдом всю территорию области. Исключение представляет лишь крайний север области, где ледниковые потоки, двигавшиеся по Смоленско-Рославльской ложбине, создали крупные напорные и аккумулятивные краевые формы на склонах Дубровской и Рогнединской возвышенностей. Льды днепровского языка перекрывали только пониженный запад и юг области, и долину верхней Десны до с. Неготино и ниже г. Трубчевска. Однако ледник не обладал здесь большой мощностью и активностью и не оставил в краевой зоне крупных аккумулятивных и экзарационных форм. Низкое положение территории и общий южный уклон создавали благоприятные условия для оттока ледниковых вод и формирования зандровых равнин.

Первые исследования четвертичных отложений на территории области показали, что крайний восток области не покрывался ледниками. Более детальные геологические работы подтвердили отсутствие ледниковых отложений не только на востоке области, но и в долине Десны на участке от с. Неготино до с. Острая Лука, и по наиболее высокой восточной половине Брянской возвышенности. Границу днепровского ледника в пределах области можно провести по линии г. Дятьково (южнее) – с. Неготино (на р. Десне) – водораздел рек Судости и Десны – с. Острая Лука (на р. Десне) – далее через населённые пункты Погребы – Брасово – Пчела – Ольгино – Ходынь – Семёновск – Борисово – Орлия – Подлесные Новосёлки – Воскресеновка. Таким образом, примерно треть территории области была свободна ото льда и находилась в суровых приледниковых (экстрагляциальных) условиях.

Граница днепровского ледника морфологически выражена плохо, определяется обычно по распространению валунного суглинка. На междуречьи рек Десны и Судости выделяется цепочка холмов и гряд, сложенных преимущественно песками с валунами. Судя по морфологии и строению, эти формы представляют образования типа «склонов ледникового контакта». От них в сторону р. Десны по пониженным водоразделам тянутся «ленточные» зандры. В пределах Брянской возвышенности лёд не перекрывал участки выше 200–205 м. По левобережью Десны в Брасовском, Суземском и Севском районах на склонах Среднерусской возвышенности днепровская морена встречается до высоты 180 м. Граница её распространения совпадает с западным склоном Севской структуры. В Пра-долину Десны морена опускается плащеобразно до отметок 110–115 м, на 100 м ниже, чем на Трубчевской возвышенности. Распространение и характер залегания днепровской морены свидетельствуют о существовании в доднепровское время долины р. Десны и окружающих её возвышенностей.

Днепровский ледник был в краевой зоне относительно маломощным и малоактивным. На малую активность днепровского ледника в центральной и южной части области указывает малая мощность моренного горизонта, как на водоразделах, так и в долинах и на склонах возвышенностей. Маломощный ледник не обладал значительной эродирующей способностью. Очень редко морена лежит непосредственно на меловых породах, обычно подстилается подморенными песками или доднепровскими отложениями. Даже в широкой Судостьской ложбине ледник не уничтожил древний доледниковый аллювий Пра-Судости. Можно предположить, что некоторые ложбины имеют экзарационный генезис. Однако гляциодепрессии обычно по глубине не превышают 10–15 м. Только в Рославльско-Сещинской ложбине возникли крупные экзарационные ложбины и ледник уничтожил все мезозойские отложения. В бассейне Ипути холмистый и холмисто-грядовый ледниковый рельеф встречается значительно чаще, особенно к западу от Стародубской возвышенности. Очевидно, ледник в Ипутьской низменности имел большую активность.

Холмисто-моренный рельеф отдельными массивами встречается по западному склону Стародубской возвышенности, например, у д. Жеча, западнее г. Мглина, южнее с. Акуличи. Относительная высота холмов и гряд достигает 10–20 м. Они сложены гравийными песками и супесями и приурочены к выступам коренных пород. Увеличивается и общая мощность моренных отложений. Формирование холмистого рельефа определено здесь не только большей мощностью и активностью ледника, но и более глубоким расчленением подледниковой поверхности (Кожановская ложбина). Для этой территории характерно наличие крупных ложбин выпахивания, которые впоследствии были использованы потоками талых вод и реками.

Крупные формы оставил днепровский ледник на крайнем северо-западе области, в Дубровском и Рогнединском районах. Гряды с относительными высотами до 80–100 м чередуются с широкими плоскими ложбинами и сквозными долинами. Особенно резко в рельефе выражены Асельская (292,1 м) и Кочевская (287 м) гряды, Сещинская и Вороницкая ложбины (рис. 20). Детальное изучение района с применением бурения позволило выявить здесь очень крупные гляциодислокации и «отторженцы» меловых и юрских пород мощностью до 80 м. Крупные «отторженцы» и создали Асельскую и Кочевскую гряды. Во многих местах смятые и поставленные «на ребро» фосфоритные плиты выходят на поверхность и отпрепарированные денудацией создали останцовые гребни, напоминающие остатки разрушенных гор. Северная часть Асельской гряды сложена мощными (до 60 м) валунными суглинками. Сещинская и Вороницкая ложбины представляют частично заполненные мореной и водно-ледниковыми песками глубокие гляциодепрессии, возникшие по палеодолинам.

 

Водный рельеф

 

Водный рельеф

 

Условные обозначения:

– покровные суглинки; 2 – надморенные водно-ледниковые отложения: пески; 3 – морена днепровского оледенения, валунные суглинки; 4 – дислоцированные юрские, нижнемеловые (готерив-барремские, альб-сеноманские) и нижнепалеогеновые отложения; 5 – водно-ледниковые отложения, залегающие между окской и днепровской моренами: пески, суглинки, глины; 6 – морена окского оледенения: валунные суглинки; 7 – доокские озёрные отложения: суглинки; 8 – коньякские и сантонские мергели, трепел, опока; 9 – туронский ярус: мел; 10 – альбский и сеноманский ярусы: глауконитовые пески с фосфоритами; 11 – готерив-барремский ярус: глины песчаные; 12 – келловейский ярус: глины; 13 – фаменский ярус: доломиты и известняки; 14 – буровые скважины.

 

Рис. 20. Схематический геологический разрез района

Сещинских гляциодислокаций (Погуляев, Шик, 1972)

 

Водно-ледниковые формы рельефа на территории Брянской области распространены исключительно широко. Плоские и пологоволнистые зандровые равнины занимают почти всю относительно низкую территорию бассейнов рек Ипути, Беседи, Судости, Снова, междуречье Десны-Болвы, бассейна Рессеты. На водораздельных возвышенностях сложенные песками пологоволнистые равнины обычно облекают подледниковый рельеф, лежат на размытой морене и не имеют строго выдержанного высотного уровня. Однако их абсолютная высота обычно не превышает 210–215 м. Формировались они в условиях таяния ледника; сложены сортированными и слабо завалуненными песками, местами супесями и суглинками. Мощность песков обычно небольшая (2–7 м) и только по ложбинам и древним долинам увеличивается до 20–30 м. В долинах крупных рек в приледниковой области выделяются один-два более низких долинно-зандровых уровня, которые нередко называют четвертой и третьей террасами. Эти «террасы» не являются цикловыми и отражают уровни оттока днепровских вод на поздней стадии отступания ледника за пределы бассейна р. Десны. Мощность песков на зандровых террасах небольшая (до 4–5 м), в цоколе залегают более древние четвертичные отложения или коренные породы. Очевидно, площадки террас были сформированы значительно раньше.

В максимальную стадию днепровского оледенения р. Десна и её притоки оказались подпруженными ледником у д. Острая Лука. В них существовали озерно-ледниковые бассейны. Наиболее крупный приледниковый водоем существовал в долине р. Десны на протяжении более 1000 лет. На склонах Среднерусской возвышенности сохранились озерно-ледниковьте уровни, сложенные озерными супесями и тонкими песками. Слабо выраженные в рельефе озерно-ледниковые уровни встречаются на склонах Стародубской и Брянской возвышенностей вдоль Судостьской ложбины. С оттоком ледниковых вод связано формирование «сквозных» долин на склонах Среднерусской возвышенности между левыми притоками р. Десны, между реками Рессетой и Снежетью, между Беседью, Ипутью, Сновом и их притоками. В московскую стадию талые воды ледника были локализованы в долинах рек и формировали уровень «третьих» террас.

В пределах Брянской области очень редко встречаются водно-ледниковые формы, возникшие в «теле» ледника (озы, камы), что указывает на отсутствие крупных полей «мертвого» льда. Совершенно иной характер водно-ледниковый рельеф имеет в пределах соседних Смоленской и Калужской областей, где расположены мощные краевые образования с крупными скоплениями песчано-гравийного материала. Следовательно, условия отступания ледника в максимальную и московскую стадии были различными в этих районах.

В приледниковых условиях, которые в пределах области особенно суровыми были в валдайскую эпоху, широко проявились солифлюкционные процессы, способствующие общему выравниванию ледникового рельефа, особенно форм, сложенных тонким материалом. Одновременно на водоразделах шло накопление лёссовой толщи мощностью до 15–20 м, в которой выделяется три горизонта, разделенные погребёнными почвами. Лёсс способствовал дополнительному выравниванию поверхности и создал благоприятные условия для оврагообразования.

Оценивая геоморфологическую роль ледников на Брянщине следует отметить, что они мало изменили черты подледниковой поверхности и почти не оказали влияния на расположение крупных рек, сохранивших в целом доледниковый рисунок. Ледниковые формы лишь усложнили поверхность доледниковой аккумулятивно-денудационной равнины и строение речных долин. Структурный рельеф полностью «просвечивает» через маломощный чехол ледниковых отложений. Только на крайнем севере роль ледников в рельефообразовании была существенной.

 

Эоловый рельеф

Эоловые форм рельефа в пределах области встречаются по нижним террасам, озёрно-ледниковым, зандровым и аллювиально-зандровым равнинам. Они представлены дюнами высотой до 5–6 м и протяженностью до нескольких сотен метров. Иногда дюны образуют крупные грядово-бугристые массивы площадью до 10–15 км2 . По левобережным террасам Десны дюнный рельеф особенно хорошо выражен у п. Свень, ж/д. разъезда Земляничное, п. Алтухово, на нижнем отрезке долины р. Неруссы при впадении в нее рек Усожи и Сева. Одиночные дюны встречаются на террасах р. Десны довольно часто. Крупные дюны высотой до 6,5 м встречаются в долине р. Ипути. На первых террасах песчаные эоловые гряды имеют меридиональную и субмеридиональную ориентировку, а на второй террасе и зандровой равнине ориентированы субширотно. Обычно дюны имеют вытянутую или сложную форму. Типичные параболические дюны в бассейне р. Десны встречаются редко. У ст. Свень и в Полужье преобладают невысокие кольцевые дюны вокруг котловин выдувания и грядовые пески. Большой массив взвеянных песков расположен по левобережью р. Навли ниже пгт. Навли. На первой и второй террасах здесь расположены крупные песчаные гряды сложных форм, приуроченные к внешним краям террас. За ними простираются типичные параболические дюны, обращенные «рогами» на юго-запад и свидетельствующие о господстве в конце валдайской эпохи юго-западных ветров. По пологим наветренным склонам пески имеют более грубые фракции, а в прилегающих котловинах выдувания обогащены зёрнами гравия. На подветренных северо-восточных крутых склонах преобладают тонкие фракции со значительной примесью пылеватых частиц.

Сложены эоловые формы хорошо сортированными песками средней окатанности с преобладающей фракцией 0,5–0,25 мм. Иногда пески имеют слабо выраженную слоистость. Встречаются плохо выраженные горизонты погребённых почв подзолистого типа. Пески имеют светло-жёлтый, иногда ярко-жёлтый цвет с охристым оттенком. В обнажении хорошо держат стенку и осыпаются только при подсыхании и воздействии ветра.

В распространении эолового рельефа заметна определенная закономерность. Крупные массивы взвеянных песков приурочены к тем участкам долины р. Десны, где она «сливается» с долинами притоков. Именно здесь плейстоценовые реки-притоки выносили в долину сортированный песчаный материал и откладывали его на уровне террас – в прошлом пойм плейстоценовых рек. Этот сортированный аллювий с фракцией 1,0–0,1 мм и перерабатывался в дальнейшем ветром в условиях холодного и сухого климата валдайских ледниковых эпох. Реже эоловые формы встречаются на зандровых равнинах.

Изучение дюнного рельефа на территории Смоленской, Брянской и Калужской областей приводит к выводу, что он приурочен обычно к тем песчаным равнинам, которые формировались приледниковыми озёрами со слабо проточным режимом, а точнее к прибрежным зонам озёрно-ледниковых бассейнов, к их террасовым уровням, где накапливались выносимые реками пески, подвергавшиеся дополнительной сортировке озёрными волнами. На флювиогляциальных (зандровых) плохо сортированных песках и на аллювиальных тонких песках с большой примесью глинистых частиц условия были менее благоприятными. Поэтому дюнные формы встречаются здесь редко (Шевченков, 1980).

Приуроченность эоловых форм рельефа в основном к первой и второй террасам свидетельствует о том, что деятельность ветра в пределах области наиболее сильно проявлялась в конце плейстоцена, в валдайские ледниковые эпохи, когда приледниковая зона на Русской равнине была наиболее широко распространена и отличалась особенно холодными и сухими условиями. Хорошая сохранность форм определена тем, что они были закреплены в голоцене преимущественно древесной растительностью.

Не везде эоловые пески собраны в дюны. Нередко они плащеобразно перекрывают участки террас или песчаных равнин. В последние годы некоторые песчаные (эоловые) равнины распахивались. И на тех участках, где поверхность сложена эоловыми песками, на пашне вновь возродились эоловые процессы, вызывающие выдувание посевов, активное перемещение песка, образование песчаной ряби.

 

Карстовый рельеф

Почти на всей территории Брянской области под относительно маломощными четвертичными отложениями залегают карбонатные породы меловой системы. Поэтому карстовый процесс и связанные с ним поверхностные и глубинные формы рельефа распространены почти повсеместно (Миллер, 1955).

Распространение карстовых форм в Брянской области обусловлено главным образом структурными особенностями территории, положением древних и современных долин, мощностью и составом покровных пород.

Основные районы карстопроявления приурочены к средним или нижним крыльям Среднерусской и Брянской моноклиналей. Особенно активно карстовый процесс протекал на тех участках моноклиналей, где заметно выражены тектонические перегибы пластов мела (флексуры) и линейные структуры. Так в пределах Среднерусской моноклинали распространение карстовых воронок контролируется Севской флексурой и секущими её древними долинами рек. На Дятьковско-Жиздринской моноклинали максимальная закарстованность отмечается по южной периферии, вдоль древних долин Десны и Болвы, и контролируется субширотным Жуковским прогибом и Деснинско-Болвинским субмеридиональным разломом.

На Брянской моноклинали карстопроявление усиливается по падению моноклинали, но особенно заметно в зоне Выгоничи – Клетня – Ворга, Трубчевск – Сураж – Красная Гора, Новгород-Северский – Семёновка – Злынка. В пределах этих зон хорошо выражены отдельные участки, где особенно много карстовых воронок. Все «пятна» сильной закарстованности, где количество воронок нередко достигает 80 на 1 км2, совпадают с пересечением субширотных и субмеридиональных линейных структур. Установлена большая степень подобия между розами ориентировок карстовых, воронок и трещин в меловых породах на территории Новозыбковского района. Не вызывает сомнения связь карстовых форм с древними и современными долинами, а также с террасами и зандровыми равнинами с маломощным песчаным чехлом. Однако такая связь может быть кажущейся, поскольку под более мощными четвертичными отложениями возникающие карстовые воронки плохо отражены в видимом рельефе. Зато единичные воронки имеют здесь крупные размеры.

Среди поверхностных карстовых форм встречаются поноры, воронки (выщелачивания, провальные, просасывания, сложные), западины, карстово-суффозионные рвы и ложбины (желоба). Среди подземных форм, очевидно, широко развиты карстовые полости и небольшие пещеры, о чем свидетельствуют провалы бурового инструмента, довольно частые обрушивания покровных пород и образование колодцев и воронок, полости в мелу по береговым обрывам и в руслах рек. Однако в мягких меловых и мергельных породах крупные пустоты не могут существовать, поэтому подземные карстовые формы имеют небольшие размеры. До настоящего времени в пределах области были обнаружены только две карстовые пещеры, имевшие выходы на поверхность: Кудеярова пещера на р. Салынь и Севская пещера на р. Сев. Входы в пещеры сейчас завалены, но в недавнем прошлом пещеры были открытыми и представляли собой довольно крупные пустоты.

Чаще всего в рельефе выражены небольшие сухие воронки диаметром в несколько метров и глубиной до 2–4 м. Особенно часто встречаются они на террасах и маломощных зандрах в Красногорском, Суражском, Новозыбковском, Клинцовском, Навлинском, Суземском, Севском, Дятьковском районах. Многие старые воронки имеют заиленное дно, нередко с осоковым торфом. Образование этих форм очевидно связано как с поверхностным выщелачиванием мергелей и мела под маломощными песками и супесями, так и с просасыванием покровных пород в трещины. Нередко можно наблюдать цепочки воронок, выходящие к склонам балок, речных долин и карстовых оврагов. В таких местах налицо связь поверхностных воронок с подземными потоками вод. Прекрасным примером такой действующей в настоящее время системы является «Белая речка» в Дятьковском районе. Хорошо выражена цепочка воронок у с. Ключевое Навлинского района, заканчивающаяся карстовой ложбиной на краю второй террасы р. Навли. В основании второй террасы из-под мелового обрыва здесь выходят мощные ключи с дебитом около 15 л/с. Все воронки сухие, их глубина примерно равна мощности покровных песков, и только расположенные на дне поноры слабо врезаны в толщу мела (Шевченков, Шевченкова, 1987).

Провальные воронки встречаются реже, но их размеры значительно больше. Диаметр некоторых провалов достигает 80–90 м, а глубина до 40–45 м. Некоторые провалы возникли совсем недавно и продолжают периодически появляться, особенно на юго-западе области в бассейнах рек Ипути, Снова и их притоков. Некоторые провальные воронки, время образования которых можно лишь определить предположительно как четвертичное, заполнены водой. К ним относят, например, озёра Круглое, Бездонное, Святое. Но большинство даже глубоких провалов остаются сухими, особенно на поднятиях. Возникновение провалов указывает на наличие довольно крупных пустот в карстующемся мергельно-меловом массиве, расположенных нередко ниже межени современных рек. В Новозыбковском районе под дном провальных воронок обнаружены «многоярусные» системы пустот, заполненные водой. Следовательно, карстовый процесс развивается по вертикали на десятки метров. Причиной этому является значительная мощность карстующихся пород (130–150 м на юго-западе области) и глубокое залегание основного водоносного горизонта. В районе ст. Злынка, например, на относительно приподнятых водоразделах с отметками 180–190 м главный водоносный горизонт находится на глубине 65–75 м (110–115 м абс.). Зона активного водообмена захватывает больше половины толщи карбонатных пород верхнего мела, и её нижняя граница лежит на 20–40 м ниже современных русел рек. На дне более древних крупных сухих воронок встречаются молодые провалы с понорами. Следовательно, карстообразование идет интенсивно и в настоящее время. Иногда встречаются очень крупные карстовые котловины, достигающие в диаметре 200–300 м и даже 500 м и глубины 20–30 м. Они приурочены к террасам, склонам долин или водораздельным зандровым равнинам с маломощным чехлом четвертичных отложений. Их дно обычно сухое, осложнено более мелкими воронками, склоны сильно выположены. Примером могут служить котловины в Клинцовском и Навлинском районах. Особенно много крупных карстовых котловин на правобережье р. Ипути в Суражском, Клинцовском и Красногорском районах. Возраст карстового рельефа изучен в пределах области недостаточно. Обычно карстовые формы подразделяют на древние, особенно интенсивно формировавшиеся в послеледниковое время, и современные. Многие карстовые формы в границах днепровского ледника в рельефе выражены хорошо и не заполнены ледниковыми осадками. Формирование их следует относить к последнепровскому времени.

Выделяются три периода наиболее активного карстопроявления: 1) верхнемеловой (до палеогеновых трансгрессий); 2) неогеновый; 3) послеледниковый. Очевидно, выделенные этапы принципиально не отличаются между собой. Любое четвертичное оледенение играло роль климатического рубежа в карстообразовании. Роль днепровского ледника состоит лишь в том, что на значительной территории доднепровские карстовые формы оказались погребенными под мореной и флювиогляциальньми песками, а возникающие после отступания ледника формы легко датировать как последнепровские. Такими же возрастными рубежами могут быть уровни террас, аллювиальные и лёссовые горизонты.

Карстовые процессы на территории области стали проявляться после регрессии морей. До неогена в связи с низким положением территории, очевидно, преобладали поверхностные процессы. В неогене, когда произошло некоторое поднятие территории и реки врезались на 30–40 м в олигоценовую поверхность, активность и глубина карстопроявления должны были возрастать. Однако формы, относящиеся к этому времени, не изучены. В обнажениях по берегам рек вскрываются небольшие карстовые полости объёмом в несколько кубических метров, заполненные глинами пестрой окраски.

Благоприятные условия для развития глубинного карста существовали в конце раннего и начале среднего плейстоцена, когда произошел глубокий врез долин, и зона активного водообмена захватывала более чем стометровую толщу меловых отложений. Очевидно, с этим временем связано формирование карстовых полостей на большой глубине, на 30–50 м ниже современных русел рек. На севере и востоке области палеореки прорезали всю карстующуюся толщу меловых пород. Здесь карстовые формы встречаются до нижних горизонтов туронского мела. На юго-западе области нижнеплейстоценовые врезы лежат на отметках 70–80 м, а скважина у п. Смелый (пойма р. Ипути) вскрыла подошву нижнеплейстоценовых отложений на отметке 36 м, что на 100 м ниже межени современной Ипути. Древние долины врезаны здесь на 100–150 м и вскрывают верхние горизонты туронского мела. Следовательно, в нижнем плейстоцене карстовый процесс активно проявлялся в меловых и мергельных породах кампанского, сантонского, коньякского и туронского ярусов на общую глубину более 100 м. В дальнейшем палеодолины были заполнены преимущественно аллювиальными и флювиогляциальными песками, по которым, при значительном юго-западном уклоне поверхности и пластов мела, идет активный отток подземных вод. К этим зонам «разгрузки» направлены потоки вод мелового водоносного горизонта, и карстовый процесс в настоящее время идёт значительно ниже современных русел рек. Поскольку двигающиеся по моноклинали подземные воды создают напорные горизонты, в ряде мест наблюдаются восходящие потоки подземных вод.

Подземные воды карстующихся мергельно-меловых горизонтов движутся в целом по падению пластов моноклиналей, т. е. преимущественно на юго-запад и запад, а также к зонам разгрузки по речным долинами и балкам. Скорости движения потоков заметно меняются. На водоразделах скорости горизонтального движения вод обычно не превышают 0,1 м/сут (нередко составляют 0,001 м/сут), на склонах возвышенностей возрастают до 3–4 м/сут, вдоль долин достигают 10–70 м/сут, а на флексурах 100–200 и даже 1200 м/сут. По приподнятым крыльям моноклиналей водоносные горизонты остаются ненапорными, по опущенным становятся напорными. На приподнятых структурах в зонах древних и современных карстовых форм идёт выветривание меловых пород с образованием меловой «муки». На плоских участках моноклиналей, ниже флексур, где скорости движения вод уменьшаются, продукты выветривания мела не успевают растворяться и выноситься подземными водами, в связи, с чем образуется «жидкий» мел. Мощность слоя пластичного мела достигает 8–20 м. «Жидкий» мел может «залечивать» трещины и заполнять глубинные карстовые полости. Одновременно он свидетельствует о значительном механическом выносе меловых пород. Поэтому при откачке вод с жидким мелом под скважинами нередко образуются воронки «оплывания». Образование карстовых ложбин может быть связано с выносом «жидкого» мела.

Таким образом, возраст карстовых форм и интенсивность карстопроявления определяются общим развитием морфоструктур и речных долин, а их расположение – особенностями движения вод по моноклиналям.

В видимом рельефе сохранились позднеплейстоценовые, голоценовые и современные карстовые формы. Более древние воронки имеют небольшую глубину, пологие задернованные склоны, а значительные глубины наблюдаются только у тех воронок, на дне которых заложились более молодые формы. Большинство таких воронок расположено на зандровых равнинах, вторых террасах рек, вдоль склонов долин и древних балок. Молодые воронки имеют большую глубину, крутые, нередко обнаженные склоны, сухое дно. Они расположены на вторых и первых террасах, однако встречаются и на других формах рельефа с маломощным четвертичным чехлом.

Карстовый рельеф оказывает заметное влияние на водный баланс бассейнов рек. Так, р. Судость имеет пониженный на 21 % модуль стока по отношению к среднезональному. У рек Неруссы и Шостки модули стока уменьшаются соответственно на 18 % и 46 %. У крупных рек с глубоко врезанными долинами величины модулей стока выше среднезональных из-за дополнительного притока подземных вод. Например, у р. Десны (г. Брянск) среднегодовая величина модуля стока равна 5,8 л/с/км2 , тогда как у р. Судости (г. Погар) – 3,7 л/с/км2, у р. Неруссы (д. Смелиж) – 3,1 л/с/км2. Подсчеты показывают, что бассейн р. Судости теряет за счёт подземного стока за пределы бассейна примерно 1 л/с/км2, а за год с площади бассейна около 160 млн. м3 воды. Годовые потери воды в бассейне Неруссы около 120 млн. м3.

В бассейне средней Десны инфильтрация поверхностных вод составляет около 2 л/с/км2, а в пределах закарстованных бассейнов увеличивается на 20–40 %. Средняя минерализация вод меловых горизонтов равна 0,2–0,4 г/л, с колебаниями от 0,1 до 0,8 г/л и выше. Содержание карбонатов заметно колеблется, но в среднем составляет 0,2 г/л. Данные по величине инфильтрации и минерализации вод позволяют определить интенсивность карстовой денудации в 7–12 м3/км2/год.

Общий вынос карбонатов подземными водами с территории области можно ориентировочно оценить в 250–300 тыс. м3/год. Следовательно, за 1 млн. лет должен быть растворен (денудирован) слой около 10 м. Поскольку на большей части территории области карстовые процессы идут более продолжительное время, степень химической денудации массивов должна заметно сказаться на рельефе. В некоторых местах мел туронского яруса оказался полностью растворенным.

В настоящее время в связи с интенсивной эксплуатацией водоносных горизонтов увеличивается откачка подземных вод для хозяйственных нужд, следовательно, возрастает доля антропогенного фактора карстования.

Источник: helpiks.org