Середньоруська височина. Середньоруська ерозійна височина з широколистяними лісами, лісостепом та степом Середньоруська височина кордону

НАУКИ ПРО ЗЕМЛЮ

ЗАКОНОМІРНОСТІ ФОРМУВАННЯ ЛЕСОСТЕПНОГО ЛАНДШАФТУ НА ТЕРИТОРІЇ СЕРЕДНЬОРУСЬКОГО ВИЩЕННЯ (за результатами ґрунтово-еволюційних досліджень)

Ю.Г. Чендєв

Білгородський державний університет, м. Білгород, вул. Перемоги, 85

[email protected]

Порівняльний аналіз стародавніх різновікових та сучасних ґрунтів вододілів, вивчених на території Середньоруської височини, показав, що сучасний лісостеп регіону – різновікова освіта. На північній половині Середньоруської височини вік лісостепу оцінюється в 4500-5000 років, але в південній половині - менше 4000 років. У процесі формування лісостепу лінійні швидкості насування лісів на степу були меншими за швидкість фронтального зміщення кліматичного кордону між лісостепом і степом, що стався наприкінці середнього голоцену. Для південної частини Середньоруської височини виявлено існування початкової стадії гомогенного ґрунтового покриву лісостепу (3900-1900 л.н.) та сучасної стадії гетерогенного ґрунтового покриву за участю двох зональних типів ґрунтів – чорноземів та сірих лісових (1900 л.н. – XVI століття).

Ключові слова: лісостеп, Середньоруська височина, голоцен, еволюція ґрунтів, швидкість ґрунтоутворення.

Незважаючи на більш ніж вікову історію дослідження природної еволюції рослинного покриву та ґрунтів лісостепу Східно-Європейської рівнини, дискусії з приводу походження та еволюції сірих лісостепових ґрунтів, стадій голоценової еволюції лісостепових чорноземів, тривалості існування сучасного рослинного покриву. Дослідники природної еволюції лісостепових ландшафтів використовують широкий арсенал об'єктів та методів дослідження. Проте протягом понад 100 років головними об'єктами вивчення походження та еволюції ландшафтів регіону залишаються ґрунти – унікальні утворення, в яких «записана» інформація не лише про сучасне, а й про минулі етапи формування природного середовища.

У центрі дискусій з приводу походження лісостепового ландшафту, що продовжуються, лежить розкриття наступних питань: Що первинне - ліс або степ, сірі лісостепові грунти або лугово-степові чорноземи? Який вік східноєвропейського лісостепу як зональної освіти у його сучасних межах? Дані та низка інших питань висвітлюються у запропонованій статті, яка узагальнює результати багаторічних досліджень авторам голоценової еволюції ґрунтів на території лісостепу Середньоруської височини (Центральний лісостеп).

На цей час визначилися дві протилежні погляду походження автоморфних (зональних) сірих лісових грунтів Центральної лісостепу.

Б.П. та А.Б. Охтирцеви відстоюють думку про древній (середньоголоценовий) вік водороздільних дібрів типового лісостепу та обумовлений цим древнім віком сірих лісостепових ґрунтів, що походять від лісо-лугових ґрунтів першої половини голоцену. Зазначеними авторами відзначається факт пізньоголоценового наступу лісів на степу (через природну зміну клімату), проте не визнається, що чорноземи, що стали лісовими, протягом субатлантичного періоду голоцену могли трансформуватися в тип сірих лісових ґрунтів. Олександрівський (1988; 2002), Клі-манов, Срібна (1986), Срібна (1992), Сичова та ін. (1998), Сичова (1999) та деякі інші автори висловлюють думку про безлісість Центрального лісостепу в першій половині голоцену та про початок експансії лісів на степу лише у суббореальному періоді голоцену (пізніше 5000 років тому). При цьому Александровським (1983; 1988; 1994; 1998 та ін.) доводиться можливість пізньоголоценової трансформації чорноземів у сірі лісові ґрунти, проте в деталях не обговорюється механізм виникнення острівних масивів лісів з лісовими ґрунтами серед лугово-різнотравних чорноземних степів.

Об'єкти та методи дослідження

Об'єктами, що вивчаються, є древні грунти, законсервовані під різновіковими земляними насипами штучного (вали городищ і кургани) або природного (викиди з нор лісових тварин) походження, а також сучасні повноголоценові грунти, що формуються в природних умовах поблизу насипів. Також вивчалися ґрунти, що формуються на субстраті земляних насипів, що сприяло уточненню та деталізації палепідґрунтових та палеогеографічних реконструкцій. Допоміжними об'єктами дослідження з'явилися карти реконструйованих ареалів лісів «докультурного» періоду (XVI – першої половини XVII ст.) та археологічних пам'яток (курганів), географія поширення яких за зонами атмосферного зволоження сучасного періоду розглядається для виявлення диференціації території лісостепу за швидкостями насуву віком лісового ґрунтоутворення.

У ході виконання роботи було використано широкий комплекс методів дослідження: генетичного аналізу ґрунтового профілю, порівняльно-географічний, хронорядів денних та похованих ґрунтів, історико-картографічний, різноманітні методи лабораторного аналізу ґрунтів, а також методи математичної статистики.

Лабораторні аналізи ґрунтових зразків, відібраних на ключових ділянках, виконувались у Білгородській сільськогосподарській академії, Білгородському НДІ сільського господарства, на кафедрах загальної хімії, природокористування та земельного кадастру Білгородського держуніверситету.

Результати та їх обговорення

На ряді досліджених ключових ділянок палеопочви пізнього бронзового і раннього залізного віків, розташовані в автоморфних позиціях рельєфу (рівні вододіли, вододілові схили, нагірні ділянки вододілів поблизу річкових долин), нами були ідентифіковані як степові чорноземи без ознак що знаходилися на початкових стадіях деградації під лісами (вже з ознаками текстурної диференціації профілів та наявністю сивого нальоту вибілених зерен скелета в нижній половині їх гумусових профілів). Сучасний ґрунтовий покрив, що оточує досліджені під земляними насипами ґрунти, представлений сірими або темно-сірими лісовими ґрунтами (рис. 1). На ряді інших ключових ділянок фоновими аналогами степових палеочорноземів, похованих 35002200 років, є чорноземи, опідзолені на ранніх стадіяхдеградація під лісами. Виявлені відмінності між похованими та фоновими ґрунтами свідчать про процес пізньоголоценової експансії лісів на степу та закономірну трансформацію

у часі вихідних степових чорноземів середнього - пізнього голоцену в чорноземи опідзолені (деградовані), а потім у сірі лісові ґрунти. Згідно з дослідженням еволюції ґрунтів на породах різного літологічного складу, період еволюційної трансформації автоморфних «лісових» чорноземів у сірі лісові ґрунти (в обстановці кліматичних флуктуацій пізнього голоцену) мав наступну тривалість: на пісках і супесях – менше 1500 років, на легких суглинках ~ на середніх та важких суглинках – 1500-2400 років, на глинах – понад 2400 років. Деградаційна трансформація чорноземів у сірі лісові ґрунти супроводжувалася зниженням вмісту та запасів гумусу, вилуговуванням, підкисленням, перерозподілом мулу, нарощуванням елювіально-ілювіальної частини профілів, збільшенням загальної потужності ґрунтових профілів. Результати порівняльного аналізу морфометричних характеристик лісових палеочорноземів та сірих лісових ґрунтів сучасного періоду представлені на рис. 2.

Мал. 1. Розташування ряду досліджуваних об'єктів та профільний розподіл ознак у сучасних сірих лісових ґрунтах (колонка ґрунтів праворуч) та їх палеоаналогах кінця суббореального – початку субатлантичного періоду голоцену (колонка ґрунтів зліва)

Мал. 2. Ряди різниць морфометричних ознак сучасних сірих лісових ґрунтів та їх чорноземних палеоаналогів на ранніх стадіях деградації під лісами. Грунтоутворюючі породи - суглинки та глини. Різниця потужностей та глибин (см) на кожній ділянці зображена стовпчиками, номери стовпчиків відповідають номерам ділянок на схемі, достовірні середні різниці підкреслені (дані автора)

Швидкість насування лісів на степу, що відбувався протягом останніх 4000 років, була постійною в часі величиною. В епізоди аридизацій клімату (3500-3400 л.н. ; 3000-2800 л.н. ; 2200-1900 л.н. , 1000-700 л.н. ) чи-

її швидкості наступу лісів на степу знижувалися, і навіть ймовірним було скорочення площ лісів. Наприклад, судячи з властивостей палеопочв, приурочених до різновікових археологічних пам'яток у нагірній частині долини річки. Воронеж, у сарматський період аридизації клімату (2200-1900 л.н.) мали місце перерва у залісненні водороздільного схилу та відновлення степових умов ґрунтоутворення на ділянках, зайнятих лісом у більш ранні та пізніші терміни. На цій ділянці палеопочви, поховані під земляними насипами скіфського (ранішнього) часу, мають більш «лісовий» вигляд, ніж грунти, поховані під насипами сарматського (пізнішого) часу, перериті сліпишинами і з більш потужними гумусовими горизонтами. Після сарматського періоду аридизації ліс знову зайняв гірську частину долини Воронежа. Сучасні фонові ґрунти, вивчені поблизу археологічних пам'яток, є повнорозвиненими сірими лісовими, що відбивають тривалу лісову стадію розвитку протягом багатьох століть.

Для того, щоб у деталях розглянути тенденції та закономірності природної еволюції природного середовища та зональних ґрунтів Центрального лісостепу у другій половині голоцену, знадобилося проведення низки розрахунків.

Трьома незалежними способами було оцінено становище кліматичного кордону між лісостепом та степом 4000 к.н. - під час останнього значного просування степів на північ, що збігся з епізодом різкої аридизації клімату - найбільш значної у всьому голоцені. Перший спосіб (рис. 3, схема А) полягав у розрахунку часу виникнення лісів нагірного типу на півдні, у центрі та на півночі лісостепової зони. Для цього були використані результати особистих спостережень автора, а також відомості з низки робіт, в яких наводяться характеристики лісових ґрунтів, похованих під оборонними валами скіфських городищ на гірських частинах річкових долин (контактах схилів долин та вододілів). Відомості з морфогенетичних характеристик палеопочв Бєльського городища були надані автору роботи Ф.М. Лисецьким, який проводив дослідження на цій пам'ятці у 2003 році.

Усі досліджені палеопочвы до моменту поховання були в тій чи іншій мірі змінені лісовим ґрунтоутворенням і знаходилися на різних стадіях трансформації чорноземів у сірі лісові ґрунти – від початкової стадії утворення чорноземів вилужених текстурно-диференційованих (на Більському та Мохначанському городищах) до кінцевої стадії освіти та сірих лісових ґрунтів (на городищах Верхнє Козаче, Ішутіне, Перехвальське-2, Перевер-зево-1). Знаючи час перекриття грунтів штучними наносами (дати виникнення пам'яток) і відрізки часу, необхідні трансформації автоморфних чорноземів різного механічного складу в сірі лісові грунту після поселення лісу на степових ділянках , ми розрахували приблизний час поселення лісів кожному вивченому пам'ятнику. Так як ліси нагірного типу, в нашому розумінні, вже служать індикаторами лісостепової природно-кліматичної обстановки, час, що реконструюється, характеризує початкові стадії формування лісостепових ландшафтів в різних регіонахЦентральний лісостеп. Згідно із запропонованою реконструкцією, на півночі лісостепової зони (південна частина Тульської, північна частина Липецької та Курської областей) лісостепові умови вже могли існувати на початку суббореального періоду голоцену, а поблизу південного кордону лісостепової зони лісостепові ландшафти, мабуть, виникли лише наприкінці суббору. . Таким чином, межа між степом та лісостепом 4000 л. н. могла розташовуватися на північ від свого сучасного становища на 140-200 кілометрів.

Мал. 3. Розташування досліджених пам'яток, характеристики автоморфних палеопочв з ознаками лісового педогенезу та реконструйований час появи лісів (А), місця вивчення підкурганих чорноземів 4000-річного віку та відстань від них (км) до найближчих ареалів сучасних аналогів (Б). Умовні позначення:

1 - сучасні південні та північні межі лісостепової зони;

2 – час появи нагірних лісів, тис. л. н. (Реконструкція);

3 - гіпотетична лінія південного кордону поширення нагірних широколистяних лісів 4000 л. н. (дані автора)

Ідентифікація компонентів древнього грунтового покриву, законсервованих під курганами середньої бронзової доби, і розрахунок відстані від ареалу сучасного поширення близьких зональних аналогів (другий спосіб реконструкції, рис. 3, схема Б) дозволяють припускати, що межа між лісостепом і степом 4000 л. н. розташовувалася на 60-200 км на північний захід від свого сучасного становища.

Третій спосіб реконструкції полягав у співвіднесенні потужностей гумусових профілів сучасних та стародавніх чорноземів з лінійними градієнтами падіння з північного заходу на південний схід потужності гумусових профілів чорноземів сучасного періоду поблизу кордону між лісостепом та степом. У сучасних умовах величина падіння потужності кожні 100 км відстані варіює від 18 до 31 %. Якщо 42 003 700 л. н. потужність гумусових профілів степових чорноземів становила 69-77% від фонових значень, то, згідно з нашими розрахунками, степова зона в цей час могла перебувати на 100-150 км на північний захід від свого сучасного положення. Таким чином

зом, всі три способи реконструкцій дають близьку величину відхилення південного кордону лісостепової зони від сучасного становища 4000 к.м. – 100-200 км.

В умовах високої природної розчленованості Середньоруської височини незмінним атрибутом степового ландшафту, що існував у середньому голоцені на її більшій частині, була наявність лісів байрачного типу, що тяжіли до верхів'я балкових систем. Саме з таких лісів, а також лісових островів на схилових ділянках річкових долин, на нашу думку, почалося просування лісової рослинності на степу в умовах зволоження клімату в другій половині суббореального та субатлантичного періодів голоцену. Уявлення про високий рівень природної розчленованості території дає рис. 4, на якому зображено долинно-балочну мережу однієї з ділянок на півдні Середньоруської височини (у межах Білгородської області). Для лісопокритих територій сучасного періоду (реконструкція станом на середину XVII століття) було розраховано середню мінімальну лінійну швидкість розростання лісів із балкових систем, злиття яких призвело до створення великих лісових масивів на південній половині Центрального лісостепу. Для цього було знайдено середню відстань між балками в межах лісів, поширених у «докультурний» період, що дорівнювало 2630±80 м (п=800), а максимальний час, необхідний для злиття лісів було розраховано як різницю 4000 (3900) л. н. - 400 (350) л. ~ 36 століть (віднімається дата відбиває кінець природного розвитку ландшафтів на початок їх інтенсивного господарського перетворення).

Розрахунок середньої мінімальної лінійної швидкості розростання лісів має вигляд: 2630: 2: 36 ~ 40 м/100 років. Проте, як вище зазначалося, ця швидкість відчувала варіювання у часі: в епізоди аридизацій клімату зменшувалася, а епохи зволоження та (або) похолодання клімату - зростала. Наприклад, одним із інтервалів, коли могло відбуватися максимально швидке заліснення території Центрального лісостепу, був Малий льодовиковий період – у ХУТ-ХУШ ст. . Проте швидкість фронтального зміщення кордону лісостепу та степу на південь, що стався наприкінці суббореального періоду голоцену (внаслідок досить швидких еволюційних змін клімату), набагато випередила лінійні швидкості насування лісів на степу всередині лісостепової зони.

На нашу думку, просторова нерівномірність зволоження території регіону в пізньому голоцені стала однією з головних причин нерівномірного заліснення ландшафтів Центрального лісостепу, внаслідок якого було утворено мозаїку островів лісів серед лугово-різнотравних степів. Дане припущення підтверджується такими спостереженнями. На території південного лісостепу переважна більшість відомих курганів створювалася на степових вододілах в інтервалі часу 3600-2200 л. н. Проте з 2450 курганів Білгородської області, 9% курганних насипів все ж таки перебуває в лісових умовах. Нами встановлено математичні залежності між кількістю виявлених лісових курганів та зонами зволоження, а також між зонами зволоження та лісистістю сучасного періоду (рис. 5). Складається враження, що темпи насування лісів на степу мали просторове варіювання відповідно до просторової зміни кількостей атмосферних опадів сучасного періоду, що випадають. Невипадково більшість ареалів сірих лісових ґрунтів на території Білгородської, Харківської, Воронезької, Курської та Липецької областей приурочено до зон підвищеного зволоження. Ці зони виникли внаслідок місцевих особливостей циркуляції атмосфери, що склалися в пізньому голоцені. Серед причин, що зумовлюють просторові відмінності в кількостях атмосферних опадів, що випадають на Середньоруській височині, автори називають фактор нерівностей рельєфу поверхні.

Як зазначалося, на Середньоруської височини облісіння вододілів йшло з річкових долин і балок. На півдні регіону, що розглядається (Білгородська і Воронезька області) ліси з'явилися в придолинних зонах вододілів 3500-3200 к.н. Середні частини плакорів лісопокритої території сучасного періоду лісу могли зайняти лише 1600-1700 л.н. або навіть трохи пізніше. Зони лісопокритих просторів Центрального лісостепу, що у різний час вступили в лісову стадію формування, ймовірно, можна

ідентифікувати за різною безпекою в профілях лісових ґрунтів реліктових ознак степового педогенезу у вигляді других гумусових горизонтів та палеосліпишин.

Згідно з нашими розрахунками, період трансформації суглинистих чорноземів у сірі лісові ґрунти становить 1500-2400 років. За умови виникнення лісостепових обстановок на південній половині лісостепової зони лише після 4000 к.н., перші ареали сірих лісових ґрунтів на вододілах мали з'явитися тут не раніше 2000 к.н. Дійсно, на півдні Центральної лісостепу під лісовими курганами скіфосарматського часу і під валами скіфських городищ, розташованими в лісовій обстановці, ми не зустріли жодного випадку опису повнопрофільних суглинних сірих лісових ґрунтів, які можна було б ототожнити з сучасними зональними ек. Були описані або поховані чорноземи степового генези, або чорноземи, що були на різних стадіях деградації під лісами (рис. 1). Разом з тим, дослідження, проведені на степових міжріччях регіону, показали, що еволюція степових підтипів чорноземів в лісостепові (при зміні сухостепових кліматичних обстановок лугово-степовими в інтервалі часу 40003500 л.н.) відбулася не пізніше 30.00. . Отже, на аналізованій території вік сірих лісових ґрунтів як зонального типу приблизно в 4 рази менше віку чорноземів (що виникли в ранньому голоцені) та в 1,5-1,7 рази менше віку чорноземів лісостепового вигляду (що виникли наприкінці суббореального періоду голоцену).

Таким чином, виявлено існування двох стадій природної еволюції повного покриву лісостепу: початкова стадія гомогенного ґрунтового покриву, коли при насуванні лісу на степ, чорноземи, що опинилися під лісами, через інерційність властивостей довгий часпродовжували зберігати свій морфогенетичний статус (39001900 л.н.), і стадія гетерогенного ґрунтового покриву з двома зональними типами лісостепових ґрунтів - сірих лісових під широколистяними лісами та чорноземів під лугово-степовою рослинністю (1900 л.н. - сучасн. Виявлена ​​стадіальність схематично представлена ​​на рис. 6.

Мал. 4. Долинно-балкова мережа та ліси «докультурного» періоду (перша половина XVII століття) на території Білгородської області (складено автором на основі аналізу сучасних великомасштабних топографічних карт та рукописних джерел XVII століття)

Мал. 5. Залежності між лісистістю (середина XVII століття) та середньорічною кількістю опадів сучасного періоду (А), зонами різного зволоження сучасного періоду та кількістю «лісових» курганів у їх межах (Б) (Білгородська область)

СТЕП 4300-3900 л.н.

ЛІСОСТІП 3900-1900 л.н. 1900 р.н.-XVI століття

Чорноземи

Чорноземи лугових степів

Лісові чорноземи

Сірі лісові ґрунти

Мал. 6. Схема стадіальності формування зональних ґрунтів лісостепу на території південної половини Середньоруської височини (за даними автора)

Проведене дослідження показало складний характер вікових та еволюційних зв'язків, що існують у сучасному ґрунтово-рослинному геопросторі Центрального лісостепу.

1. Ґрунтовий покрив лісостепу Середньоруської височини складається з північної (старішої) і південної (молодший) хроноподзон, що відрізняються за віком лісостепового ґрунтоутворення на період не менше 500-1000 років. В епоху середньо-

суббореальної аридизації клімату (перед настанням сучасних біокліматичних обстановок) кордон між лісостепом і степом знаходився на північ від свого сучасного становища на 100-200 км.

2. Лінійна швидкістьпізньоголоценового поширення лісів, що виходили з балок та річкових долин на вододіли, характеризувалася просторовою та тимчасовою специфічністю. Вона була вищою в місцях підвищеного атмосферного зволоження сучасного періоду і була схильна до динаміки, обумовленої короткоперіодичними змінами клімату.

3. Лінійна швидкість пізньоголоценового поширення лісів була нижчою від швидкості фронтального зміщення на південь кордону між лісостепом і степом, що стався в результаті швидких еволюційних змін клімату в кінці середнього голоцену. Тому формування лісостепових ландшафтів усередині лісостепової зони запізнювалося стосовно формування клімату, що відповідає зональним умовам лісостепового ландшафту.

4. Сірі лісові ґрунти Центрального лісостепу на вододілах походять від чорноземів внаслідок пізньоголоценової експансії лісів на степу. Трансформація чорноземів під лісами в сірі лісові ґрунти ускладнювалася природними флуктуаціями клімату - протягом короткочасних епізодів його аридизації відбувалося повернення ґрунтів у підтипи попередніх стадій їхньої еволюції.

5. У межах південної половини Середньоруської височини виділяються дві пізньоголоценові стадії природного формування ґрунтового покриву лісостепу: початкова стадія гомогенного чорноземного ґрунтового покриву (3900-1900 л.н.), і сучасна стадія гетерогенного ґрунтового покриву за участю двох зон лісових (1900 л.н. – XVI століття).

Список літератури

1. Охтирцев Б.П., Охтирцев А.Б. Еволюція ґрунтів Середньоруського лісостепу в голоцені // Еволюція та вік ґрунтів СРСР. – Пущино, 1986. – С. 163-173.

2. Мільков Ф.М. Фізична географія: вчення про ландшафт та географічна зональність. - Воронеж: Вид-во Воронеж. ун-ту, 1986. – 328 с.

3. Охтирцев Б.П. До історії формування сірих лісових ґрунтів Середньоруського лісостепу // Грунтознавство. – 1992. – №3. – С. 5-18.

4. Срібна Т.А. Динаміка кордонів Центральної лісостепу у голоцені // Вікова динаміка біогеоценозів. Читання пам'яті академіка В.М. Сукачів. X. – М.: Наука, 1992. – С. 54-71.

5. Олександрівський А.Л. Розвиток ґрунтів Східної Європи в голоцені: Автореф. дис. докт. геогр. наук. – М., 2002. – 48 с.

6. Комаров Н.Ф. Етапи та фактори еволюції рослинного покриву чорноземних степів. - М: Географгіз, 1951. - 328 с.

7. Хотинський Н.А. Взаємини лісу і степу за даними вивчення палеогеографії голоцену // Еволюція та вік грунтів СРСР. – Пущино, 1986. – С. 46-53.

8. Дінесман Л.Г. Реконструкція історії рецентних біогеоценозів за довготривалим притулком ссавців та птахів // Вікова динаміка біогеоценозів: Читання пам'яті академіка В.М. Сукачів. X. – М.: Наука, 1992. – С. 4-17.

9. Гольєва А.А. Фітоліти як показники почвообразовательных процесів // Мінерали грунтгенезис, географія, значення в родючості та екології: Наук. праці. -М: Грунтовий ін-т ім. В.В. Докучаєва, 1996. – С. 168-173.

10. Чендєв Ю.Г., Олександрівський А.Л. Ґрунти та природне середовище басейну річки Воронеж у другій половині голоцену // Грунтознавство. – 2002. – № 4. – С. 389-398.

11. Охтирцев Б.П. Історія формування та антропогенна еволюція сірих лісостепових ґрунтів // Вестн. Вороніж. держ. ун-ту. Серія 2. – 1996. – №2. – С. 11-19.

12. Охтирцев Б.П., Охтирцев А.Б. Еволюція ґрунтів Середньоруського лісостепу в голоцені // Еволюція та вік ґрунтів СРСР. – Пущино, 1986. – С. 163-173.

13. Олександрівський А.Л. Еволюція ґрунтів Східної Європи на кордоні між лісом і степом // Природна та антропогенна еволюція ґрунтів. - Пущино, 1988. -С. 82-94.

14. Климанов В.А., Срібна Т.А. Зміни рослинності та клімату на Середньоруській височині в голоцені // Изв. АН СРСР. Географічна серія. -1986. - №1. - С. 26-37.

15. Срібна Т.А. Динаміка кордонів Центральної лісостепу у голоцені // Вікова динаміка біогеоценозів. Читання пам'яті академіка В.М. Сукачів. X. – М.: Наука, 1992. – С. 54-71.

16. Сичова С.А., Чичагова О.А., Дайнеко Є.К. та ін. Етапи розвитку ерозії на Середньоруській височині в голоцені // Геоморфологія. – 1998. – № 3. – С. 12-21.

17. Сичова С.А. Ритми ґрунтоутворення та опадонакопичення в голоцені (зведення 14С-даних) // Грунтознавство. – 1999. – № 6. – С. 677-687.

18. Олександрівський А.Л. Еволюція ґрунтів Східноєвропейської рівнини в голоцені. - М: Наука, 1983. - 150 с.

19. Олександрівський А.Л. Розвиток грунтів Російської рівнини// Палеогеографічна основа сучасних ландшафтів. - М: Наука, 1994. - С. 129-134.

20. Олександрівський А.Л. Природне середовище верхнього Подоння у другій половині голоцену (за даними вивчення палеопочв городищ раннього залізного віку) // Археологічні пам'ятки верхнього Подоння першої половини I тисячоліття н.е. - Воронеж: Вид-во Воронеж. ун-ту, 1998. - С. 194-199.

21. Чендєв Ю.Г. Природна та антропогенна еволюція лісостепових ґрунтів Середньоруської височини в голоцені: Автореф. дис... докт. геогр. наук. – М., 2005. – 47 с.

22. Альошинська А.С., Спірідонова Є.А. Природне середовище лісової зони Європейської Росії за доби бронзи // Археологія Центрального Чорнозем'я та суміжних територій: Тез. доп. наук. конф. – Липецьк, 1999. – С. 99-101.

23. Медведєв А.П.. Досвід розробки регіональної системи хронології та періодизації пам'яток раннього залізного віку лісостепового Подоння // Археологія Центрального Чорнозем'я та суміжних територій: Тез. доп. наук. конф. – Липецьк, 1999. – С. 17-21.

24. Срібна Т.А., Ільвейс Е.О. Останній лісовий етап у розвитку рослинності Середньоруської височини // Изв. АН СРСР. Географічна серія. – 1973. - № 2. – С. 95-102.

25. Спірідонова Є.А. Еволюція рослинного покриву басейну Дону у верхньому плейстоцені – голоцені. - М: Наука, 1991. - 221 с.

26. Олександрівський А.Л., Гол'єва А.А. Палеоекологія древньої людини за даними міждисциплінарних досліджень ґрунтів археологічних пам'яток Верхнього Дону // Археологічні пам'ятки лісостепового Подоння. – Липецьк, 1996. – Вип. 1. – С. 176-183.

27. Сичова С.А., Чичагова О.А. Ґрунти та культурний шар скіфського городища Переверзево-1 (Курське Посейм'я) // Посібник із вивчення палеоекології культурних верств давніх поселень. ( Лабораторні дослідження). – М., 2000. – С. 62-70.

28. Охтирцев Б.П., Охтирцев А.Б. Палеочерноземи Середньоруської лісостепу у пізньому голоцені // Грунтознавство. – 1994. – № 5. – С. 14-24.

29. Чендєв Ю.Г. Природна еволюція ґрунтів Центрального лісостепу у голоцені. - Білгород: Вид-во Білгород. ун-ту, 2004. – 199 с.

30. Олександрівський А.Л., Александровська О.І. Еволюція грунтів та географічне середовище. – М.: Наука, 2005. – 223 с.

31. Чендєв Ю.Г. Тренди розвитку ландшафтів та ґрунтів Центральної лісостепу у другій половині голоцену // Проблеми еволюції ґрунтів: Матеріали IV Всеросійської конф. – Пущино, 2003. – С. 137-145.

32. Середньоруське Білогір'я. - Воронеж: Вид-во Воронеж. ун-ту, 1985. – 238 с.

33. Чендєв Ю.Г. Природна еволюція лісостепових ґрунтів південного заходу Середньоруської височини в голоцені // Грунтознавство. – 1999. – № 5. – С. 549-560.

34. Свистун Г.Є., Чендєв Ю.Г. Східна ділянка оборони Мохначанського городища та його природне оточення у давнину // Археологічний літопис Лівобережної України. – 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]

Компаративна аналітика давніх еквівалентних і сучасних куточків води, що вивчаються в зоні Центральної російської Upland, висловлюють, що сучасний західний ступінь регіону є незмінною формою. З південним півнем центральної російської верхньої половини південно-західної земної зони встановлюється на 4500-5000 років, при цьому на її південному півні - менше 4000 років. Під час лісової зони формування літературної схеми лісів усунення на сходах були меншими, ніж frontal shift швидкість кліматичних меж між між лісовими степами і стипами зон, які відбулися на кінці Middle Holocene. Для останньої частини Центральної Російської Урландії існують дві стаги, які висловлюються: початковий період homogeneous soil cover of forest-steppe landscape (3900-1900 years ago) and modern stage heterogeneous soil cover with participation of two zonal types of soil Gray forest soils (1900 років тому - XVI ст.).

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

Рельєф Росії надзвичайно різноманітний. На її території є великі гірські системи, великі низовини, скелясті плато та нагір'я. Саме на цій формі рельєфу ми докладно розповімо в нашій статті.

Середньоруська рівнина: опис та географічне розташування

Середньоруська рівнина простяглася з півночі на південь майже на тисячу кілометрів, від долини річки Оки до схилів Донецького кряжу. На заході її обмежує Поліська низовина, а на сході – Окско-Донська рівнина. На південному заході вона плавно переходить у Придніпровську низовину. Абсолютні висоти місцевості поступово знижуються у південному та південно-західному напрямках від 260 до 190 метрів. Найвища точка – 303 метри над рівнем моря.

У межах Середньоруської рівнини мешкає близько семи мільйонів осіб (з них 35% мешкає в селах та селах). Головні міста регіону: Білгород, Тула, Брянськ, Єлець, Липецьк, Старий Оскол, Харків, Суми, Глухів.

Отже, де знаходиться Середньоруська рівнина, ми вже з'ясували. Тепер давайте детальніше вивчимо особливості геологічної будови та рельєфу цієї морфоструктури.

Загальна геологія та корисні копалини

Як було згадано, основу рівнини лежать кристалічні породи древнього докембрійського фундаменту (чи званого Воронезького масиву). Зверху вони прикриті незначним за товщиною шаром осадових порід - вапняку, крейди, пісковика та глини.

Північні частини, західні та частково східні схили рівнини раніше були покриті льодовиком. У зв'язку з цим на цих територіях сьогодні можна побачити численні відкладення гляціального походження – морени, товщина яких у деяких місцях сягає 15 метрів. Класичні морені відкладення зустрічаються правому березі Оки, на відрізку між Серпуховом і Алексином.

Середньоруська рівнина багата насамперед залізними і найбільшим за своїми запасами є Михайлівське залізорудне родовище. Крім цього, у надрах краю зосереджені значні поклади вапняків, бурого вугілля, гранітів та інших будівельних матеріалів.

Середньоруська рівнина: ключові особливості рельєфу

У цій місцевості природою створено все необхідні умовидля активного формування та розвитку водно-ерозійних процесів та форм рельєфу:

• Піднесена територія.
• Істотні перепади абсолютних висот.
• Порівняно м'які гірські породи.
• Сильні та рясні опади влітку.
• Низький відсоток лісів.

Як результат – у регіоні сформувалися та продовжують формуватися класичні ярово-балково-долинні ландшафти. Водночас водна ерозія з кожним роком стрімко скорочує площі придатних для сільського господарства земельних угідь. Глибина розчленування земної поверхні рівнині місцями сягає 100-120 метрів.

У межах Середньоруської височини також поширені суффозійні (степові блюдця та лійки), гравітаційні (обриви, зсуви), еолові (невеликі піщані дюни) форми рельєфу. На українській частині рівнини (зокрема, на Сумщині) зустрічається карст. У загальному рельєфі височини помітно виділяються своїм мальовничішим видом праві береги річок, а також місцевості та урочища Білогір'я, Кривобор'я, Галича Гора, про які ми ще розповімо далі.

Гідрографія, флора та ґрунти краю

Клімат Середньоруської рівнини помірно континентальний. Літо тут помірно спекотне, а зими морозні та досить сніжні. Середньорічна кількість атмосферних опадів коливається від 400 до 650 мм. Гідрографічна мережа добре розвинена. Найбільші річки краю: Десна, Сейм, Псел, Дон, Ворскла, Оскол, Угра, Жиздра, Зуша, Сейм. У межах рівнини знаходиться джерело Оки - одного з головних приток Волги.

Ґрунтовий покрив височини представлений переважно чорноземами та сірими лісовими ґрунтами (на півночі). Під великими лісовими масивами поширені дерново-підзолисті, а в річкових долинах - лучно-чорноземні, болотяні та піщані ґрунти. Більшість території рівнини нині розорана.

Близько 80% площі Середньоруської височини знаходяться у природній лісостеповій зоні. Значні території зайняті та болотами. У лісах головними деревними породами є дуб, сосна та береза. Рідше зустрічаються клен, липа та ясен. По берегах річок і річечок виростають вербові та вільхові гайки.

Природний заповідник «Білогір'я»

Заповідник з гарною назвою «Білогір'я» займає площу 2 тисячі гектарів у Білгородській області. Під особливою увагою вчених перебуває старовинна діброва, вік якої – не менше 300 років. Декілька століть поспіль вона була приватним мисливським володінням Шереметєвих, а тому чудово збереглася. Ще один унікальний куточок заповідника - так званий Ямський степ. Саме так виглядає еталонний луговий степ Центральної Росії. Ботанічна різноманітність цієї ділянки просто вражає: на один квадратний метртериторії припадає близько 80 видів рослин!

Загалом у межах Білогір'я налічується 370 видів рослин, 150 видів птахів та 50 видів різних ссавців.

Урочище Кривобор'я

Кривоборство – дивовижний куточок російського лісостепу. Він розташований у Рамонському районі Воронезької області. Урочище являє собою крутий правий схил Дону, порослий рідким лісом і чагарником. Висота прибережного урвища досягає 50 метрів, а крутість схилу – 75 градусів. Заслуговує на увагу і русло річки в цьому місці: тут воно дуже звивисте та ускладнене численними перекатами.

Урочище Кривобор'я було внесено до списку геологічних пам'яток природи ще 1969 року. Його загальна площа становить 15 га.

Заповідник «Галича гора»

Галича гора - найкрихітніший заповідник планети, його площа - лише 19 гектарів. Він розташований у Липецькій області. При цьому на такій маленькій території зосереджено безліч унікальних природних ландшафтів та об'єктів. У межах заповідника зростають такі види рослин, які зовсім нехарактерні для решти Середньоруської рівнини. І це головна загадка Галичої гори, над якою з 1925 року б'ються вчені. Саме тоді і було засновано заповідник.

Головна пам'ятка Галичої гори - мальовнича скеляста височина, розташована на високому правому березі Дону. Вона складена девонськими вапняками. Виходи цих порід «притулили» на своїх скелях близько 650 видів рослин. Вражаюча цифра – скажуть вам ботаніки у місцевому музеї природи. Тут же ви зможете дізнатися про всю різноманітність та унікальність природних ландшафтів даного заповідника.

Середньоруська височина, Калачська височина і Окско-Донська низовина. Цілі уроку: Створити образ Середньоруської височини, Калацької височини та Окско-Донської низовини; показати їх унікальність та специфічність. Розвивати мовну активність, вміння самостійно здобувати знання з різних джерел інформації.

Виховувати патріотизм, почуття прекрасного, любов до природи.

Обладнання: фізико-географічна мапа Воронезької області, тектонічна мапа Росії, фізико-географічна мапа Росії, атлас Воронезької області.

Примітка: учням було дано випереджаючі завдання підготувати повідомлення про «Малі» та «Великі» діви.

Хід уроку

Вчитель. Здавалося, створюючи Землю, Боги

До рівнин ставилися не серйозно.

Весь день, лише відчуття тривоги,

Простір, що відображає зірки.

Але, вночі, напоєною тишею,

Приходить, раптом, раптовий здогад.

Весь світ усередині, адже він завжди з тобою

Рівнина, просто чистий зошит,

Готова для твого оповідання.

Сором'язливо прикриває тіло пилом

І хмуриться від чужої уваги

Чужих світів, інший якісь були,

В надії, у вірі, в страху, в очікуванні.

Є в порожнечі енергія народження,

На якийсь час ув'язнена

Як колиска святого натхнення…

Долина спить, втомлена від спеки.

Вчитель. Кожна фізико-географічна країна є унікальною і неповторною. Нам сьогодні доведеться здійснити подорож по всіх цих країнах. На цьому уроці ми вирушаємо з вами в найцікавішу подорож по Середньоруській височині, Калачській височині та Окско-Донській низовині.

Ці форми рельєфу пройшли довгий шлях розвитку, і риси їхньої поверхні багато в чому залежать від геологічної будови, тектонічного режиму та процесів рельєфоутворення у минулому та теперішньому.

У розвитку рельєфу будь-якої території беруть участь як внутрішні (ендогенні), і зовнішні (екзогенні) сили. Від їхнього співвідношення залежить розвиток рельєфу. Ендогенні сили створюють великі нерівності поверхні (позитивні та негативні), а зовнішні сили прагнуть вирівняти їх: позитивні згладити, негативні заповнити опадами.

Нас чекає знайомство з історією формування, тектонічним будовою і рельєфом території, що вивчається. Для цього ви поділіться на три групи, кожна з яких аналізуватиме певну форму рельєфу та заповнюватиме таблицю.

Вчитель. Користуючись текстом підручника стор. 16-22 та картами атласу Воронезької області:

1 група - аналізує Середньоруську височину.

Розташовується правобережжям річки Дон і тягнеться від північних до південних кордонів області. Середньоруська височина стала відокремлюватися від навколишніх територій внаслідок тектонічних рухів неогенового та четвертинного періодів, тобто 25 млн. років тому. За цей час підняття становило близько 250 метрів. У деяких місцях воно і сьогодні складає від 2 до 4 мм на рік, що сприяє посиленню ерозійного розчленування - зростання ярів та балок. Яри ​​та балки тут зазвичай мають опуклі та круті схили. Вони глибокі. Річкові долини, балки, яри і водороздільні простори, що відокремилися між ними, поряд з різного роду останцами, дивами, корвежками. Корвежка— Місцева назва (південь Середньоруської височини) невисокої, що повністю не відокремилася від річкового або балкового схилу крейдяних останків правильної округлої форми [Мільков, 1970]) утворюють велику групу ерозійних форм рельєфу, створену діяльністю текучих вод.

Зі сходу Середньоруська височина досить крутим і високим уступом обривається до Дону. Високі, складені крейдою та мергелем береги Дону утворюють своєрідні білогір'я, що простяглися від села Грем'яче до південного кордону області. Місцями на них зустрічаються високі, у вигляді веж, крейдяні рештки — діви, які можуть утворювати групи — Великі та Малі діви біля хутора Дивногорського та у балці Дивногорської.

Уздовж узбережжя Дону, Потудані, Чорної Калитви та Тихої Сосни зустрічаються куполоподібні рештки та півостанки – корвежки. Внаслідок ерозії вони відчленувалися від вододілів. Відносна висота деяких із них може досягати 30 м-коду.

Рідше трапляються форми рельєфу неерозійного походження. Це карстові, зсувні, суффозійні та антропогенні форми рельєфу.

2 група – аналізує Калачську височину;

Калацький височиназнаходиться в південній частині області, що обмежується долиною Дону, північний кордон проходить по лінії Лиски - Талова - Новохоперськ. Височина утворилася в результаті Калацького тектонічного підняття. Так само, як на Середньоруській височині, основними рельєфоутворюючими породами служать меломергельні товщі крейдяного віку. Однак тут є деякі особливості. Так, наприклад, меломергельні відкладення на вододілах перекриті пізнішими відкладеннями неогенових та четвертинних опадів. Цим створюються умови для утворення зсувів.

Подібність Калацького височини із Середньоруської полягає в тому, що значні абсолютні висоти (до 234 м) призводять до сильного балкового розчленування міжріччя Дону і Хопра. Від міжріччя відокремлюються крейдяні ерозійні рештки. Тут активно розвиваються зсуви ґрунту. Особливо багато їх у районі сіл Лівенка, Єришівка, Шестаково.

3 група – аналізує Окско-Донську низовину.

На північ від Калацької та на схід від Середньоруської височини на території області розташовується Окско-Донська низовина рівнина. Вона прекрасно виражена в рельєфі області і має поряд тільки їй властиві риси. Це трохи хвиляста, слаборозчленована ярами і балками низовина. Її абсолютна висота ніде не перевищує позначку 180 м. Долини річок урізані на глибину всього 25-50 м і поділяються широкими та плоскими міжріччями. У долинах розвиваються широкі піщані тераси. Такий вигляд території залежить насамперед від рельєфоутворюючих порід.

Характерною особливістю рельєфу Окско-Донської рівнини можна вважати велику кількість замкнутих блюдцеподібних понижень, частіше за округлу форму, які зустрічаються на вододілах. Вони мають назви западин.

Утворилися западини під впливом суффозії. При суффозії гірські породи не розчиняються хімічним шляхом, на відміну карста, а найтонші частинки грунту виносяться по мікроскопічним тріщинам у грунтах. При цьому обсяг ґрунту зменшується і утворюється просідання. Часто западини бувають заболочені внаслідок високого стояння ґрунтових вод або вкриті лісовою рослинністю. Ще однією рисою рельєфу межиріччі можна вважати ділянки з горизонтальною поверхнею. Їх називають плоскомісти. В умовах плоскомістей атмосферні опади не стікають із вододілу, а просочуються в ґрунти та ґрунти або випаровуються. Лінійна ерозія у таких місцях відсутня. Можливе заболочування у пониженнях западин.

Учень. Проаналізувавши текст підручника та географічні карти Воронезької області наша група дійшла наступних висновків, які ми занесли в таблицю. По черзі представники кожної групи заповнюють таблицю.

Форма рельєфу	Рельєф	Абсолютна висота.	Корисні копалини.
	Міжрічне плато; річкові долини; балки; яри; крейдяні рештки «діви».	Середня висота-200м; найбільша висота-250м; найменша висота- 50м.	Крейда; вапняк; глина; пісок.
Калацький височина	Яри; балки;	Середня висота-200м; максимальна висота 241м; найменша висота – 50м	Крейда; пісок; глина; піщаник; мергель; граніт.
Окско-Донська низовина.	Блюдцеподібні зниження «западини»; улоговини; бугристі піски.	Середня висота-60м; максимальна висота-180м; найменша висота-	Вогнетривкі глини; пісок.

Вчитель. Сучасний рельєф території формувався тривалий час. Територія заливалася морем, і місці морських басейнів відкладалися осадові породи майже кілометрової товщини. Потім море відступало, і континентальних умовах осадові породи руйнувалися. Так повторювалося неодноразово. Основною причиною цих змін були плавні вертикальні рухи земної кори. Вони продовжуються і зараз. Під впливом природних процесів рельєф постійно змінюється. В даний час на рельєф впливають текучі води (річок і струмків), талі та підземні води, зсуви, а також господарська діяльність людини Триває робота внутрішніх сил Землі - коливальні рухи земної кори відбуваються у нас зі швидкостями від -2 (опускання) до +4 мм/рік (підняття). Вони впливають на ухили річок, швидкості перебігу поверхневих вод, руслові, схилові, карстові та інші процеси сучасного рельєфоутворення.

Неоднакові швидкості тектонічних рухів призвели до відокремлення Середньоруської, Калацької височин та Окско-Донської рівнини.

Вчитель. Для закріплення нового матеріалу пропоную виконати такі завдання.

Заповніть пропуски.

А) Низинності і височини-це різновиду -_______________________.

Б) Низини мають висоту________м над рівнем моря, височини________м над рівнем моря.

В) Всі височини та низовини області знаходяться в межах великої ________________________ рівнини.

Г) абсолютні висоти Середньоруської височини-_____________ над рівнем моря.

Д) Абсолютні висоти Калацького височини досягають ______________м.

2. Про яку форму рельєфу йдеться?

А) Поверхня її хвиляста. Тут спостерігаються значні коливання висот, що сягають 100-125м. Вона порізана долинами та балками ______________.

Б) Ця форма рельєфу значно нижча і рівніша. Найбільші висоти не перевищують 170-180 метрів. Поверхня пласка. Долини і балки зустрічаються рідше, врізані негаразд сильно ___________________________.

3. Про що говорять і що означають ці числові дані?

А) «25 млн. років тому»________________________

Б) «вище на 200-250м» _______________________

В) «підйом зі швидкістю 2 і більше мм на рік» __________________________________________________________________

Г) «занурення зі швидкістю 2 і більше мм на рік» _______________________.

Домашнє завдання.

На «5» та «4» — використовуючи топографічну карту накреслити профіль території свого району. На «3» Користуючись фізичною картоюВоронезькій області на контурній карті підпишіть Середньоруську та Калачську височини, Окско-Донську низовину.

Залишіть свій коментар, дякую!

Територія Брянської області розташована в південно-західній частині Центру Східноєвропейської рівнини, де змикаються три її великі орографічні одиниці: Смоленська і Середньоруська височина і Придніпровська низовина , які мають чітко виражених у рельєфі кордонів (рис. 14).

Мал. 14. Великі форми рельєфу Брянської області

(Шевченків, Шевченкова, 2002)

Пагорби: 1 - Середньоруська; 2 – Смоленська: а) Дятьковська; б) Асельська; 3 – Дубровська; 4 – Вщизька; 5 – Брянська; 6 – Трубчевська; 7 – Стародубська.

Низинності: 8 – Іпутська; 9 – Судоцька; 10 – Деснінська.

Смоленська височинадолинами річок Десни та Болви поділено на Рогнідинську, Дятківськуі Жиздринськувисочини. Смоленська височина південною околицею займає міжріччя річок Десни та Угри, а в межах області – Остра-Десни, Десни-Болви та Болви-Рессети-Жиздри. Переважають позначки в 200-220 м, на північ від р. Спас-Деменська (Калузька область) до 280 м. Вододільні ділянки займають плоскі і пологих рівнини, нерідко заболочені. Однак, на відміну від Середньоруської височини, часто зустрічається горбистий, грядовий і улоговинний рельєф, з великими озерами. Між річками Сіща та Габ'я тягнеться Асельська гряда з позначками 250-292 м.

Середньоруська височина, що займає східну околицю території області, долинами річок Сніжеті, Навлі, Неруси та Сева поділена на Карачівську, Навлінську, Брасовську, Комарицьку та Севську височини.Вони представляють як би «відроги» єдиного Середньоруського височини, обмеженого на заході долинами річок Десни та Рессети і розташованої між ними Пальцовською улоговиною. Середньоруська височина на східному кордоні області має позначки до 274 м. Її водороздільна частина представляє плоску або пологих рівнину, вздовж долин річок глибоко і густо розчленовану балками і ярами. Західний схил височини ускладнений терасовими сходами та нечітко вираженими уступами. Тилові частини щаблів нерідко заболочені. Між долинами річок тягнуться широкі плоскі субмеридіональні балки. Нерідко вони перетинають і основний вододіл між басейнами річок Десни та Оки на позначках 200–220 м. На сходах, особливо середніх та нижніх, поверхня ускладнена мікрозападинами та воронками, а на нижніх терасах масивами бугристого та грядового рельєфу, відомого під назвою «Сівських» "Брянських" пісків.

Придніпровська низовина, північна периферія якої найчастіше іменована Поліською або Деснинсько-Прип'ятською низовинною рівниною, широкими «затоками» вклинюється на північ по долинах великих річок. У межах області вони утворюють Деснінську, Судоцьку та Іпутську низовини. Їх поділяють невеликі «острівні» Стародубська та Брянська височини. Стародубськависочина з відмітками до 230 м не має чітких меж. Плоскі і пологохвилясті водороздільні рівнини чергуються з плоскими широкими заболоченими улоговинами. Лише по західному схилу зустрічаються ділянки горбистого та горбкуватого рельєфу. Повсюдно поширені западини, нерідкі карстові вирви. Брянська височинатягнеться правобережжям р. Десни від смт. Дубровки до м. Трубчевська, її абсолютна висота знижується з 288 м на південь від п. Дубровка, до 212 м у м. Трубчевська, а відносна висота над урізом р. Десни складає 70-90 м. Долинами малих річок і наскрізними улоговинами вона поділяється на Дубровську(288 м), Вщизьку(228 м), Брянську(234 м) та Трубчевська(212 м) острівні височини.

Межі між височинами і низовинами топографи на картах проводять зазвичай по ізогіпсі 200 м. Для низьких платформних рівнин, у тому числі й для Східноєвропейської, що має середню висоту 142 м, це «спричиняє спотворення обрисів і площ великих форм рельєфу». У межах області найбільш точно межу між височинами та низовинами відбиває ізогіпсу 180 м. Вона приблизно відповідає середній висоті території області.

Загалом, поверхня області представлена ​​трьома великими моноклінальними рівнинами (покатостями). Це добре підкреслює загальний рисунок річкової мережі. Захід та центр області займає широка Деснинська монокліналь із загальним південно-західним ухилом 0,5 м/км. Крайню північ області займає Жиздринська монокліналь. Лівобережжя нар. Десни нижче впадання нар. Болви займає Середньоруська монокліналь із загальним західним ухилом 1,5-2,0 м/км. Похилості сформувалися під час відступу морів у крейдяному періоді та обумовлені тектонічними процесами (Мещеряков, 1965).

Найвища точка області (292 м) розташована на Асельській гряді на кордоні зі Смоленською областю. Найменша висота (118 м) знаходиться на крайньому південному заході біля впадання річки. Цати в нар. Снів. Загальна різниця висот 174 м. Для Східноєвропейської рівнини такий перепад висот слід вважати значним. Різниця ж абсолютних висот між долинами великих річок та сусідніми вододілами зазвичай не перевищує 100 м, частіше 40-60 м. Тільки на лівобережжі річки. Десни між вододілами на Середньоруській височині (до 274 м) та долиною річки. Десни (133 м) перепад висот з відривом 50 км сягає 141 м. Максимальні перепади висот з малих відстанях приурочені правобережжю р. Десни на ділянці Брянськ-Трубчевськ (70-100 м). Загалом на тлі Східно-Європейської рівнини територія області виділяється як відносно піднесена ділянка. Це визначило глибокий вріз річкових долин та густу яружно-балкову мережу.

Рельєф вододілів представлений плоскими або пологих хвилястими моноклінальними ступінчастими рівнинами, густо і глибоко (на 30-50 м) розчленованими в прирічкових частинах ярами, балками і долинами малих річок. Поверхня майже повсюдно ускладнена численними (20-70 на 1 км2) западинами. З боку нар. Десни височина обмежена високим крутим уступом, в «бахромі» розчленованим ярами та ускладненим великими зсувними цирками та «терасами».

Низини (з відмітками менше 200 м) займають близько 85% площі області. Найбільша ІпутьськаНизин представляє моноклінальну рівнину з відмітками від 190 м на півночі до 130 м на півдні. У рельєфі переважають плоскі терасовані піщані рівнини, поверхня яких ускладнена западинами, лійками, піщаними грядами, по периферії – горбисто-грядовим льодовиковим рельєфом. Аналогічний рельєф мають Деснінськаі Судоцька низовини. На півдні області всі три низовини зливаються в єдину низовинну рівнину Брянське полісся.

Рельєф будь-якої території складається з форм різного вікута різного генези, що формуються при тривалій та постійній взаємодії тектонічних рухів та вулканізму (ендогенні процеси) та роботою численних зовнішніх (екзогенних) процесів.

У геоморфології прийнято розрізняти структурний рельєф, створений за провідної ролі внутрішніх (ендогенних) процесів, і скульптурний, освіти, якого визначальними були зовнішні (екзогенні) процеси. Однак є форми рельєфу, які важко віднести до одного із названих типів. У тому освіті роль тектоніки, денудації чи акумуляції і літології (склад і залягання порід) проявилися однаково помітно (структурно-денудационный рельєф).

Структурний рельєф

Під морфоструктурою розуміються форми рельєфу, що виникли при провідній ролі у рельєфоутворенні геологічної структури земної кори (переважно тектонічні рухи). Перебудова тектонічних рухів викликала руйнування стародавніх і формування їхньому місці молодших морфоструктур. Багато древніх морфоструктур виявилися зрізаними денудацією або похованими акумуляцією і у відкритій поверхні не виражені (Мещеряков, 1960). Однак вони вплинули на подальший розвиток рельєфу і осадконакопичення. Нерідко в сучасному видимому рельєфі знаходять свій відбиток як молоді накладені, а й древні успадковані морфоструктуры. Складні співвідношення різновікових морфоструктур характерні і території Брянської області.

На території Брянської області великі тектонічні форми рельєфу поверхні кристалічного фундаменту перекриті чохлом осаду потужністю 200-900 м і в даний час є похованими. У рельєфі сучасної видимої поверхні вони виражені в тому випадку, якщо випробували нові рухи та виявилися успадкованими. Проте за дуже тривалий платформний етап розвитку земної кори відбулася значна перебудова структурного плану.

У палеозої, мезозої та кайнозої формувалися молодші накладені структури, які виникали і розвивалися в періоди посилення тектонічної активності платформи, отримували відображення в рельєфі, а потім втрачали тектонічну активність і зрізалися денудацією або перекривалися морськими опадами. Видима поверхня відбиває характер тектонічних рухів протягом нового етапуісторії Землі Для виявлення амплітуди тектонічних деформацій поверхні за час зазвичай використовують положення олигоценовой поверхні вирівнювання.

У рельєфі видимої поверхні Брянської області виділяються такі морфоструктури: Деснінська , Судостська, Іпутьська і Жуківська низовини-прогини ; Брянська, Стародубська, Спас-Деменська (Деснинсько-Жиздринська) та Середньоруська височини-монокліналі.

Деснинська низовина-прогинрозташована між Середньоруською та Брянською височинами і виражена в рельєфі у вигляді субмеридіонально витягнутої плоскої низинної улоговини. В даний час основна частина низовини-прогину зайнята широкою долиною річки. Десни. Як новітня морфоструктура вона сформувалася в крейдяний час, хоча сам прогин існував вже в доюрський і крейдяний час. По поверхні туронського ярусу Деснинський прогин лежить на 40-60 м нижче сусіднього Дмитровського підняття Середньоруської антеклізи, а по поверхні верхньоюрського відділу різниця висот досягає 80-120 м. Виражений прогин і поверхнею фундаменту платформи. Отже, морфоструктура з юрського періоду розвивалася успадковано.

Кордони Деснинської низовини-прогину обумовлені лінійними структурами. На заході вона обмежена жолобоподібним прогином з амплітудою до 10 м за структурою верхньокрейдяних відкладень, який поділяє Брянське неотектонічне підняття та Деснінський прогин. Уздовж осі жолоба, ймовірно приуроченого до розлому фундаменту, слідує р. Десна. Східна межа визначена чітко вираженою по всіх горизонтах крейдяної системи новітньою Севською флексурою з амплітудою понад 100 м (рис. 12). На півночі Деснинська низовина обмежена новітнім структурним прогином по лінії Карачів-Брянськ. Нові тектонічні підняття, що більш активно проявилися по східній периферії прогину, створили загальне західне падіння поверхні та асиметричну будову долини р. Десни.

Деснинський прогин ускладнений діагональними і поперечними лінійними структурами новітнього закладення: Трубчевськ-Навля, Новгород-Сіверський-Дмитров-Орловський, Трубчевськ-Севськ, Карачов-Жуковка та інші. Ці структурні лінії контролюють дрібніші локальні структури: Навлінське, Щатрищевське, Білобережське, Сніжетське, Пісочинське, Любохонське підняття і Зноб-Новгородську, Свенську, Радицьку, Полпінську, Горілківську депресії (Раскатов, 1969; Подібний та ін.) Локальні структури особливо активно формувалися в крейдяному та неогеновому періодах, а деякі зберегли активність до теперішнього часу та отримали пряме відображення у видимому рельєфі. Поперечні структури ускладнили поверхню Деснінського прогину і надали долині Десни чіткої форми. Розширення долини збігаються з місцями перетину структури поперечними прогинами. Звуження долини присвячені ділянкам, де в межі прогину заходять «структурні миси» західного схилу Воронезької антеклізи (Навлінське підняття). Активність поперечних структур створила ступінчастість поверхні Деснинської низовини-прогину та виявилася в особливостях заплавних ерозійно-акумулятивних процесів, меандруванні русел Десни та її приток, у висоті та будові заплавної та надзаплавних терас. Нові структурні лінії контролюють долини річок Навлі, Сніжеті. Неруси, Сева, Судді, а також водоподільні підняття, що їх поділяють.

Мал. 15. Залягання мезозойських відкладень на Середньоруській

та Брянській монокліналях. Сєвська флексура

(Шевченків, Шевченкова, 2002)

Деснинський прогин присвячений смузі протерозойських складок північно-східного простягання. У фундаменті платформи виділяється смуга гнейсів, пронизаних численними інтрузіями основного та ультраосновного складу. Геофізичними методами тут виявлено два великі розломи, між якими і розташована гнейсова зона Деснінського прогину. Такий просторовий збіг дозволяє припускати зв'язок нової структури із структурою кристалічного фундаменту протерозойського закладення.

Іпутьська низовина-прогинзаймає західну, найбільш опущену периферію Деснінської неотектонічної монокліналі. За фундаментом платформи їй відповідає Унецька западина. Абсолютні висоти низовини зменшуються від 190-200 м у верхів'ї Іпуті до 140-150 м на крайньому південному заході області. Середній нахил поверхні близько 0,25 м/км. По відношенню до сусідніх височин поверхню монокліналі опущена на 40-50м. У межах прогину виявлено нові лінійні структури переважно північно-східного та меридіонального простягання, що відповідають загальному простяганню прогину. Зі сходу прогин обмежує структурна лінія Новозибків-Жирятино. Вона йде вздовж кордону Брянськ-Стародубської зони пізньопротерозойських гранітних інтрузій та Суражсько-Клітнянської зони гнейсів з пізньопротерозойськими інтрузіями основних порід. Дві структурні лінії простежуються лінією Сураж–Жуковка. Між ними закладено середній відрізок долини річки. Шляхи на ділянці Ущерп'я-Дектярівка. Уздовж структурної лінії слідує долина р. Розмови між Хотимським та Червоною Горою. З субмеридіональною лінійною структурою збігаються нар. Палуж, меридіональний відрізок нар. Бесіди біля п. Червона Гора, наскрізна улоговина біля оз. Шкіряни, нар. Вихолка та меридіональний відрізок р. Шляхи нижче д. Катичі. У цілому нині нові структурні лінії контролюють малюнок сучасної гідромережі.

Іпутський прогин як щодо опущена структура існував ще девоні. Зберіг він активність у юрське і особливо в пізньомелове час. Тривале опускання прогину визначило накопичення у ньому потужного (до 900 м) осадового чохла. Опускання прогину за юрський та крейдяний періоди становило близько 150 м. Олігоценова поверхня вирівнювання лежить на висотах 160–170 м, що на 40–50 м нижче, ніж на Брянській височині. Отже, й у неоген-четвертичне час тривало відносне опускання Іпутьського прогину. Тому річки врізані неглибоко, а четвертинному рельєфі широкого розвитку набули зандрові рівнини. Моноклінальна структура прогину ускладнена локальними підняттями, яким у рельєфі відповідають невеликі острівні височини, та депресіями, до яких приурочені розширення долин та заболочені улоговини, поперечними субширотними флексурами, за якими падіння пластів зростає у 2–3 рази (рис. 15).

Рис 16. Структура осадового чохла Брянської монокліналі

(Шевченків, Шевченкова, 2002)

Брянська височина-моноклінальзаймає межиріччя Десни та Іпуті зі складно побудованим, але переважно піднятим рельєфом (рис. 16). Кордони височини-монокліналі виражені досить чітко як за структурою мезозойського осадового комплексу, так і за структурою кристалічного фундаменту. На сході монокліналь обмежена Деснинським прогином та новітньою структурною лінією Брянськ-Новгород Сіверський, на півночі – Жуковським, на заході Іпутьським прогинами. Височина має форму субмеридіонально витягнутого плоского структурного «носу» новітньої монокліналі, піднятого по північній периферії до 220-300 м. Монокліналь ускладнена новітніми прогинами і підняттями переважно діагональних орієнтувань з амплітудами 20-40 м і бінами. Добре виражені Стародубська, Трубчевська, Брянська, Вщизька, Дубровська височини-підняття та Судоцька улоговина. Знаходять відображення в рельєфі нові лінійні структури Клітня-Вигоничі, Почеп-Вигоничі, Стародуб-Ромасуха, Семенівка-Трубчевськ, Погар-Мглін, Трубчевськ-Почеп (Раскатов, 1969).

На виступах, де потужність четвертинної товщі незначна (2-10 м), олігоценова поверхня піднята до 200-210 м, до балок приурочений максимальний чохол льодовикових і алювіальних відкладень (до 20-40 м), а олігоценова поверхня тут опущена і сильно розмита і судити про її первісне становище важко. Однак по поверхні туронського ярусу Судостська улоговина виявилася опущеною по відношенню до Брянського і Стародубського підняття на 40-55 м. За неоген-четвертичне час Брянська височина-монокліналь зазнала загальне підняття на 150-220 м. Висока яружність на деяких підйом Відносне зростання структур, що триває. Сумарна величина нового підняття на Брянській морфоструктурі була дещо меншою, ніж на Середньоруській антеклізі, але тектонічне розвиток морфоструктур у час йшло однотипно. Формування Брянської монокліналі як щодо піднесеної ділянки почалося ще в девоні, коли її відносна висота досягала 20–50 м. Наприкінці девону при загальному піднятті території формувалися локальні структури з амплітудою до 50 м. У мезозої, коли монокліналь зазнала опускання на 150 м за північною і на 300-350 м по південній перикліналі, активність локальних структур зменшилася, а потім знову помітно зросла в пізньодрібний час при загальному піднятті регіону.

Новітнє підняття Брянської височини-монокліналі супроводжувалося ерозійним розчленуванням її поверхні, особливо сильно що проявилися на ділянках локальних піднять і вздовж лінійних структур, якими блокові зрушення створили значну енергію рельєфу. Загальне орієнтування яружно-балочної мережі збігається з напрямком основних структурних ліній протерозойського закладення. Так між м. Брянськом та п. Добрунь 70 % ярів мають діагональну орієнтування, з них 38 % – північно-західну та 32 % – північно-східну. По північній околиці Брянської височини 51% ярів мають північно-східну та 21% – північно-західну орієнтування. Меридионально і широтно орієнтовані яри мають підлегле значення, їх частку припадає менше 30 % форм. Річкова мережа має ще більшу структурну обумовленість. Глибина розчленування значна, особливо на локальних підняттях, і досягає 50-70 м при густоті яружно-балкової мережі до 1,0-2,5 км/км. Дніпровський льодовик перекривав Брянську височину на захід від лінії с. Неготіно, вододіл Десни та Судності, д. Гостра Лука на Десні (північніше м. Трубчевська). Однак, будучи малоактивним, він не вніс помітних змін до загального малюнку структурно обумовленої поверхні.

Жуковська низовина-прогинприсвячена однойменному тектонічному прогину новітнього закладення і виражена в рельєфі субширотною улоговиною. Прогин збігається з розломом кристалічного фундаменту (Карачев-Жуковка за Г.І. Раскатова, 1969). Карачевський розлом перетнуто лінійними структурами північно-східного закладу біля м. Брянська (Деснинської) та в п. Жуківки (Суражсько-Клітнянської). На цих ділянках прогин втрачає лінійну орієнтування, в рельєфі чітко виражені широкі ізометричні улоговини з річками, що радіально сходяться.

Жуковський прогин у дочетвертичній поверхні (відмітки 80-120 м) простежується до м. Рославля. Льодовикові мови зробили по осі прогину значне виорювання корінних порід і залишили на його бортах, а біля с. Кочево та в осьовій частині прогину, великі напірні та акумулятивні гряди з гляціодислокаціями (Погуляєв, 1956; Шик, 1961). Льодовикова акумуляція розчленувала єдине льодовикове зниження ряд «низин» (Жуковську, Вороницьку, Остерську). У прогині накопичилося до 100 м четвертинних відкладень. У видимому рельєфі він успадкований сучасною широкою улоговиною, якою йшов стік льодовикових вод, що залишили андронову рівнину (рис. 19).

За південним крилом Жуковського прогину розташовано кілька локальних піднять, які контролюються новітнім розломом. Вони складають піднесене північне крило Брянської височини-монокліналі. На північ від осі прогину з'являються кам'яновугільні відкладення, помітно збільшується ухил пластів девону, скорочується потужність крейдяних та юрських відкладів. Отже, прогин є субширотний геолого-геоморфологічний рубіж.

Спас-Деменська височина-підняттязаймає Деснинсько-Угранське міжріччя. У загальній схемі рельєфу Центру Російської рівнини Спас-Деменське підняття включається до амфітеатру пагорбів (Валдайська, Смоленська, Спас-Деменська, Середньоруська), який із заходу і півдня облямовує Верхньоволзький басейн.

Тривалий період льодовикової денудації, що створив глибоко (до 100-120 м) розчленовану поверхню, і льодовикова екзарація сильно переробили олігоценову поверхню вирівнювання. По східній периферії Спас-Деменської височини позначки підчетвертичного рельєфу досягають 200-210 м, на заході і півдні знижуються до 180 м. Відносна висота підняття в льодовиковому рельєфі близько 50 м. Наприкінці неогену тут існував великий вододіл. Десни та Дніпра.

Спас-Деменське підняття представляє новітню морфоструктуру, проте закладення структурного кордону між Московською синеклізою та Дніпровсько-Деснинською западиною почалося значно раніше. По поверхні фундаменту добре виражене підняття у формі північно-західного носа Воронезької антеклізи. За структурою осадового чохла девонського та кам'яновугільного віку осьова зона підняття виражена слабше, але падіння пластів у бік Московської синеклізи різко зростає. У мезозое вісь підняття було виражено у рельєфі чітко і з нею збігається межа поширення крейдяних відкладень. Крейдяна монокліналь змінюється «карбоновим плато». Сумарна величина неотектонічного підняття становила 340 м, що на 20–30 м більше, ніж у Брянській монокліналі.

Розглянутий район зазнав складного геологічного розвитку та має кілька структурних поверхів. За фундаментом це структурний «ніс» Воронезької антеклізи, до якого присвячено найвище залягання поверхні девонських відкладень. Його активність у девоні викликала формування і натомість загального підняття локальних структур із амплітудою кілька десятків метрів. У мезозої цей район по відношенню до Воронезької та Білоруської антекліз представляє тектонічний прогин. Однак область відносного прогинання існувала тут протягом усього девонського та кам'яновугільного періодів, і успадкування розвивалося у мезозої. Таким чином, у басейні Верхньої Десни мало місце накладення діагонального північно-східного прогину на структурний мис антеклізу північно-західного простягання. Тому фундамент платформи має тут блокову будову, яка у структурі осадового чохла знайшла відображення у чергуванні щодо великих локальних піднять та депресій з амплітудою до 50 м за структурою осадового чохла палеозою. До позитивних структур приурочені інтенсивні магнітні аномалії, що свідчить про зв'язок локальних структур із будовою фундаменту.

Плейстоценові заледеніння внесли істотну перебудову в рельєф полігенетичної олігоценової поверхні, особливо по західній периферії височини, де льодовикова екзарація створила глибокі гляціодепресії. По східній периферії видимий рельєф більшою мірою відбиває риси підчетвертичної поверхні, а четвертинному рельєфі найширший розвиток отримали зандрові рівнини. По північній та західній периферії основну роль відіграє великий горбисто-грядовий акумулятивний льодовиковий та водно-льодовиковий рельєф.

Середньоруська височина-антеклізау плані майже цілком збігається із виділеною Г.І. Раскатовим (1969) Середньоросійської антикліналлю – новою структурою, що сформувалася на Воронезькій антеклізі та південному крилі Московської синеклізи. У межі Брянської області вона заходить лише західною околицею і виражена в рельєфі піднятою до 250-275 м, сильно розчленованою денудаційно-пластової рівниною, що знижується сходами у бік Деснинського прогину. Вісь новітньої антикліналі має субмеридіональну орієнтування і помітну кутову (на 30–40°) незгоду з докембрійською структурою Воронезької антеклізи, стосовно якої вона є накладеною. Середньоруська височина-антекліза ускладнена структурами місцевого порядку, які отримали прямий вираз у сучасній видимій поверхні.

Дмитрівське підняттязаймає вододіл річок Навлі, Неруси та лівих приток Верхньої Оки – Цона та Кроми. Вершинна поверхня розташована тут на висотах 240-260 м, позначки покрівлі крейдяних відкладень досягають 250 м, що на 100 м вище, ніж у Деснинський прогин, і на 40-50 м вище, ніж на Брянській височині. На нове відносне підняття височини вказує глибокий вріз долин і мінімальна потужність алювіальних товщ. Поверхня фундаменту ускладнена надвиго-збросовими порушеннями з відносною висотою до 300 м і більше, простягання яких збігається з меридіональною віссю Дмитрівського підняття. Виступи фундаменту більш оглаженном вигляді відбиваються в осадовому чохлі палеозою й у меншою мірою у структурі мезозою. Західний схил Дмитровського підняття обмежений фундаментом скидною щаблем з амплітудою до 100 м. В осадовому чохлі по скиду розташована Севська флексура із західним падінням пластів до 26 м/км у м. Севська (рис. 15). Севська структура збігається із західним краєм смуги інтенсивних магнітних аномалій, закладена, очевидно, за кристалічним контактом і утворилася при блоковому зміщенні в крейдяний час. Структура продовжувала розвиток і четвертинний час, потім вказує цокольна будова нижніх терас річок.

Дмитрівське підняття ускладнене лінійними структурами Севськ-Михайлівка-Лівни, Дмитрівськ Орловський-Кроми, Карачов-Брянек, Трубчевськ-Навля та локальними підняттями. У рельєфі найбільш повне відображення отримали Севське, Навлінське, Парамонівське та Новоялтинське підняття. Сумарна величина підняття на Дмитрівській структурі за час склала близько 250 м. Відносне підняття морфоструктури почалося ще наприкінці крейдяного періоду, про що говорить виклинювання пластів від туронського до маастрихтського ярусів і відсутність палеоген-неогенових відкладень. Але найбільша тектонічна активність виявилася в неоген-четвертичне час, коли відносна різниця висот досягала 100 м і більше. До цього часу слід відносити закладення та поглиблення основних долин та балок.

Таким чином, основні риси рельєфу Брянської області обумовлені значною мірою новітніми тектонічними рухами, що розвивалися переважно успадковано від древніших структур. Сучасна структура чохла плити, у тому числі й морфоструктура, сформувалася в процесі тривалих епейрогенічних рухів значних амплітуд окремих блоків фундаменту, що проходили на тлі загального прогинання або підняття всієї плити. Найбільш консервативними до коливань були позитивні структури (Воронезька антекліза), особливо в центральних частинах, а найбільшу активність, особливо при зануренні, виявляли околиці синекліз і тектонічні прогини. На прикладі басейну Десни досить чітко видно, що основні структури фундаменту та основні структури чохла відбивають блокову будову земної кори.

Всеросійський конкурс юнацьких досліджень імені

В.І. Вернадського

« Вивчення особливостей формування рельєфу Середньоруської височини»

Роботу виконала:

Мірошник Аліна Костянтинівна

МБОУ «Гімназія № 97 м. Єльця»

Керівник:

Баркалова Олена Віталіївна

МБОУ «Гімназія № 97 м. Єльця»

вчитель географії

Введение ………………………………………………………………… 2 Глава1. Процеси формування рельєфу Середньоруської височини не більше Липецької і Воронезької областей…………………………. 2-7

Глава 2. Геоморфологічний аналіз карти поверхонь ………….. 8-12

Список літератури................................................ .................................... 12

Додатки ……………………………………………………………… 13-17

Вступ.

Вважають, що платформи є відносно стабільними блоками земної кори. Але чи насправді вони монолітні, які форми рельєфу існують у межах, і що впливає формування цих форм? У цій роботі зроблено спробу виявлення рельєфоутворюючих факторів за допомогою створення карти поверхонь на конкретну площу Середньоруської височини та аналіз ступеня впливу геологічних процесів на сучасний рельєф.

Ціль:з'ясування ролі ендогенних та екзогенних процесів у формуванні рельєфу Середньоруської височини в межах Липецької та Воронезької областей.

У ході дослідження вирішувалися наступні завдання:

1. з інформаційних джерел ознайомитися з основними поняттями, пов'язаними з темою роботи;

2. з'ясувати роль ендогенних та екзогенних факторів, що формують рельєф;

3. скласти карту поверхонь на топографічній основі;

4. провести морфологічний аналіз отриманої карти з виділенням найбільших форм рельєфу у межах карти поверхонь;

5. зробити висновки щодо виконаної роботи.

Глава 1. Процеси формування рельєфу Середньоруської височини в межах Липецької та Воронезької областей.

Геоморфологія (від др.-грец. γῆ - Земля + μορφή - форма + λόγος - вчення) - наука про рельєф, його зовнішній вигляд, походження, історію розвитку, сучасну динаміку і закономірності географічного поширення. Основне питання: «Як виглядає процес, що формує рельєф?» У цілому нині, ця наука вивчає форми рельєфу і причини, які впливають його формування.

Форми рельєфу виділяють відповідно до їх генези та розміру. Рельєф формується під впливом ендогенних (тектонічних рухів, вулканізму та кристалохімічного розущільнення речовини надр), екзогенних (денудація) та космогенних процесів (кратери метеоритів). Т.к. на нашій території немає космогенних форм рельєфу, то вони не братимуть участь у розгляді, а основними об'єктами вивчення як чинниками формування рельєфу нами обрані ендогенні та екзогенні процеси. З екзогенних факторів найбільш суттєвим є ерозійна діяльність поверхневих вод (флювіальна).

Флювіальні процеси на даній території представлені площинним та лінійним змивом, а також сучасним лінійним розмивом та акумуляцією (накопиченням) змитих опадів у межах річкових долин. Їх розвиток пов'язаний з діяльністю тимчасових та постійних водотоків (річок), а утворені таким чином осадові відкладення називаються флювіальними. Основним фактором флювіального процесу, що впливає на рельєф, є ерозія.

Ерозія (від латів. erosio - з'єднання) - руйнування гірських порід і грунтів поверхневими водними потоками і вітром, що включає відрив і винесення уламків матеріалу і супроводжується їх відкладенням.

Найбільш об'ємним за площею є площинний змив, який сильно залежить від кута нахилу самої площини змиву. У нашому випадку територія є практично горизонтальною поверхнею рівнинного рельєфу. Тому його діяльність незначна. Поруч із ще виділяють лінійну і бічну ерозії. На відміну від поверхневого площинного змиву, лінійна ерозія відбувається на невеликих ділянках поверхні та призводить до розчленування земної поверхні та утворення різних ерозійних форм (промоїн, ярів, балок, річкових долин). На початковій стадії вона називається глибинної і постійно руйнує (вимиває) дно водотоку, тобто. поглиблює русло. Донна (глибинна) ерозія спрямована від гирла вгору за течією і продовжується до досягнення дном рівня базису ерозії.

Бічна ерозія характерна тим, що об'єктом її руйнування стають борти річкових долин. У кожному постійному і часовому водотоці (ріці, яру) завжди можна виявити обидві форми ерозії, але на перших етапах розвитку переважає глибинна, а в наступні етапи – бічна.

З'ясувавши основні екзогенні чинники формування рельєфу, ми почали шукати причини їх виникнення і таким чином перейшли до ендогенних процесів. У тому числі найбільш впливовими формування рельєфу на досліджуваної території є тектонічні процеси.

Тектоніка (від грец. τεκτονικός, «будівельний») - розділ геології, предметом вивчення якого є структура (будова) твердої оболонки Землі - земної кори або (на думку ряду авторів) її тектоносфери (літосфера + астеносфера), а також історія рухів, що змінюють цю структуру.

Вивчивши тектонічну карту центральної області Росії, ми з'ясували, що у межах Російської (Східно-Європейської) платформи. До її складу входять Балтійський, Український щити та Російська плита. Загальна площа платформи складає 5,5 млн. кв. км. На більшій частині площі Східно-Європейська платформа має докембрійський складчастий фундамент, майже скрізь перекритий горизонтальними осадовими породами, що горизонтально залягають.

Фундамент (Рис.1), складений кристалічними сланцями та гранітами, виступає на поверхню в межах Балтійського (Фенно-скандинавського) та Українського (Азовсько-Подільського) щитів. Крім того, він підходить до поверхні в межах Воронезького масиву, де з докембрієм пов'язані поклади залізняку Курської магнітної аномалії. Морфологічно Російська платформа є рівниною, розчленованою долинами великих рік. Також ми з'ясували, що незважаючи на те, що платформа є стабільним блоком земної кори, вона зовсім не монолітна і має складну тектонічну будову. Будова її фундаменту ускладнена тектонічними дислокаціями різного рівня та інтенсивності.

Тектонічні дислокації (від позднелат. dislocatio – зміщення, переміщення) – це порушення залягання гірських порід під дією тектонічних процесів. Тектонічні дислокації пов'язані із зміною розподілу речовини у гравітаційному полі Землі. Вони можуть відбуватися як в осадовій оболонці, так і більш глибоких шарах земної кори. Розрізняють два види тектонічних дислокацій: плікативні, що виражаються у вигинах шарів різних масштабів та форми, та диз'юнктивні (розривні), що супроводжуються розривом суцільності геологічних тіл. Так як пликативні (складчасті) порушення в гірських породах характерні в основному для гірничо-складчастих областей (Альпи, Урал, Альпійсько-Гімалайський складчастий пояс, Анди і т.д), то в нашому випадку ми розглядатимемо лише диз'юнктивні (розривні) тектонічні порушення , Іншими словами розломи, які і призводять до порушень суцільності фундаменту, поділяючи його на різні ділянки (блоки), які в подальшому можуть підніматися або опускатися відносно один одного. Всі ці рухи обов'язково відбиваються і в породах осадового чохла, який покриває їх і виходить на денну поверхню. Тобто. всі розломи та тектонічні рухи блоків фундаменту за цими розломами, повністю відображаються в рельєфі, який ми спостерігаємо.

Середньоросійська піднесеність - височина розташована в межах Східно-Європейської рівнини - від широтного відрізка долини річки Оки на півночі до Донецького кряжу до неї примикає Смоленсько-Московська височина. На заході обмежена Поліською, на південному заході – Придніпровською низовиною, а на сході – Окско-Донською рівниною (Тамбовська рівнина). Довжина – близько 1000 км, ширина – до 500 км, висота 200-253 м (найбільша – 305 м); південно-східна частина називається Калачською височиною. (Рис.2). Вивчена нами територія є північним краєм Воронезької антеклізи, що входить до складу Середньоруської височини.

Антеклізу (від грец. anti - проти і klisis - спосіб) - широке пологе підняття шарів земної кори в межах платформ (плит). Антеклізи мають неправильні контури, їх розміри досягають багатьох сотень кілометрів у поперечнику, а нахил шарів на крилах вимірюється частками градуса. Вони формуються протягом ряду геологічних періодів. Фундамент платформи в антиклізах зазвичай залягає на невеликій глибині і іноді виступає на поверхню. Докембрійський кристалічний фундамент найбільш піднесений у середній частині височини і виходить на поверхню в долині річки Дон, між містами Павловськ та Богучар (Воронезький кристалічний масив – ВКМ). На півночі височина складена вапняками девону та карбону, перекритими піщано-глинистими відкладеннями юри та нижньої крейди, на півдні - крейдою та мергелем верхньої крейди з покривом палеогенових пісків, глин, пісковиків. На поверхні повсюдно поширені лесоподібні суглинки та леси. Рельєф ерозійний - яружно-балочно-долинний, із густотою розчленування до 1,3-1,7 м на 1 км² та глибиною від 50 м до 100-150 м, місцями розвинений карст.

Середньоруська височина у північних своїх частинах і частково по західному та східному схилах була вкрита льодовиком (див. Дніпровське заледеніння). Тому тут збереглися фрагменти льодовикових форм рельєфу у вигляді перемитої морени, потужність якої варіює до 15 м. У межах нашої території на Середньоруській височині можна зустріти смуги флювіогляціальних пісків, витягнутих по річкових долинах.

Середньоруська_висота

Долина (річкова) - Негативна, лінійно витягнута форма рельєфу з одноманітним падінням. Утворюється зазвичай у результаті ерозійної діяльності текучої води. Річкова вода, змиваючи береги та підошву схилів, утворює річкову долину. Зародковими формами річкових долин є промоїни, балки, яри, що створюються непостійними (періодичними) водотоками. Долини зазвичай утворюють цілі системи; одна долина відкривається в іншу, ця, у свою чергу, в третю і т. д., поки їх водотоки, що зливаються, одним загальним руслом не впадуть в будь-яке водоймище.

Як правило, всі лінійні водотоки починають розвиватися за тектонічними порушеннями, від величини яких залежать розміри самого водотоку. Таким чином, якщо подивитися на малюнок річкової мережі (річки з їхніми притоками), ми можемо по ньому відновити характер тектонічних порушень у фундаменті платформи даному ділянці.

Розділ 2. Геоморфологічний аналіз карти поверхонь.

Наступним етапом моїх досліджень було складання карти поверхонь. Така карта дозволяє наочніше побачити великі і дрібні неоднорідності рельєфу, на відміну від звичайної топографічної карти. Якщо взяти і просто зафарбувати однорівневі поверхні відповідно до кольорів фізичних географічних карт, ми отримаємо згладжені форми рельєфу. Для виявлення тектонічних порушень та сформованих ними блоків вони мало інформативні. Але якщо об'єднати кілька висотних рівнів, то рельєф буде проглядатися контрастніше. Найбільш оптимальним виявився масштаб 1:500 000 (рис.3) Найбільші масштаби хороші для досліджень у межах великих регіонів і на них можна виділити лише регіональні навіть планетарні структурні елементи рельєфу. Для цього і була взята топографічна карта масштабу 1:500 000 з горизонталями та гідромережею. Далі, у ньому було підібрано крок висоти і його основі і виділено деякі поверхні. Висота кожного ступеня, що виділяється нами (крок висоти) 40 метрів. Щоб рівні розрізнялися на карті, для кожного рівня був обраний колір, який відрізнявся від попереднього інтенсивністю тону. Найбільш низькі ділянки суші були зафарбовані блідо-зеленим кольором, що відповідає висот ділянок суші трохи вище за рівень світового океану. Усі наступні (вищі лежать) поверхні отримали забарвлення коричневих тонів. У міру зростання висоти поверхонь інтенсивність їх забарвлення змінювалася від світліших до темніших відтінків. Лінії, що розмежовують щаблі умовно названі ізобазитами. Вони є одночасно і верхньою межею нижче висотного рівня, що лежить, і підошвою вищележачого. (Мал.4). В результаті нами було виділено чотири висотні рівні з кроком 40 м. для них була розроблена відносна шкала висот, починаючи від нуля і далі. На підставі аналізу отриманої картинки рельєфу ми провели лінії, які поділяють різні блоки. По суті, це тектонічні порушення фундаменту, які відбилися і в чохлі порід, що лежать на ньому. Можна сміливо сказати, що вони «пробилися» через цей чохол. За ступенем значущості їм було присвоєно різну товщину і характер ліній. Найбільші тектонічні порушення, що розділяють великі блоки рельєфу, мають найбільшу товщину.

Також у процесі аналізу було виявлено цілі системи порушень, які об'єднані між собою за напрямом їхнього простягання. Що б ці системи були найбільш наочними, ми їм надали різні кольори. Найбільш яскраво виявленою вийшла група порушень північно-східного простягання. Цілком очевидно, що вона є наймолодшою ​​і січе древніші розлами. Порушення цього напряму дуже впливають формування сучасних річкових долин. Так, ними обумовлена ​​петля нар. Дон на південь від Задонська, а також менш виражені меандри (вигини водотоків) на півночі листа. Це сталося внаслідок різноспрямованих рухів тектонічних блоків за ними, що визначило сучасний характер малюнка гідромережі. Особливо яскраво ці рухи виявились у самій долині річки. Дон, де завдяки їм долина має ділянки вузького та широкого плану. Такі різноспрямовані вертикальні переміщення блоків один щодо одного називають клавішними. (Мал.5).

Другою за значимістю є північно-західна система розломів. Вона представлена ​​фрагментами порушень північно-західного простягання, які найвиразніше проявилися у східній частині карти. У північній частині площі вони трасуються лівими великими притоками р. Сосна.

Також зафіксовані розривні порушення субмеридіанального простягання, які спостерігаються по всій площі листа з різною густотою їх розміщення. За ними, як правило, у межах нашої території закладено долини великих водотоків. А саме: рік Олим, Дон та деякі його притоки.

Розломи субширотного простягання виявлені практично повсюдно і також беруть активну участь у формуванні рельєфу. За ними закладено переважно дрібні бічні притоки, а як і вони безпосередньо контролюють форму долини р. Дон.

Підсумовуючи всі аналітичні дані, отримані в результаті інтерпретації карти поверхонь, ми виділили деякі великі структури, які на ній видно найвиразніше. Для зручності ми їх розбили на структури першого, другого та третього порядків за їх величиною та значущістю для даного району в даному масштабі карти та надали їм власні географічні назви. (Рис.6).

До структур першого порядку ми відносимо Праводонське підняття, розташоване в міжріччі річок Дон та Сосна. Ще однією структурою даного порядку є Єлецький виступ, Відокремлений від Праводонського підняття імовірно кільцевим розломом Він також є лівим вододілом р. Сосна.

У структурах другого порядку умовно виділилися позитивні та негативні форми. До перших віднесено Сосненсько-Донське та Олимське підняття, які входять у більше Праводонське підняття, а так само Задонський блок на лівобережжі нар. Дон.

Сосненно-Донськепідняття представлене вододіловим простором річок Дон та Сосна, орієнтованим у північно-східному напрямку. Основні риси цієї структури контролюються розломами того ж таки простягання. Порушення, що ускладнюють форму вододілу, як правило, носять різноорієнтований характер з переважанням субширотних і північно-західних напрямків.

Олимське підняття, на відміну від попереднього, витягнуто у північно-західному, субмеридіанальному напрямку та контролюється північно-західними порушеннями. Розломи ж північно-східного простягання йому є ускладнюють.

Задонський блокє позитивною структурою субмеридіанального простягання в межах листа, обмежену із заходу долиною р. Дон.

Негативними структурами другого порядку можна назвати долини річок Дон, Сосна та Олим, які займають нижче гіпсометричне положення порівняно з водороздільними структурами.

Річка Олим протікає з півдня на північ і, ймовірно, зародилася за великим субмеридіанальним розломом, який надалі був розбитий серією молодіших порушень північно-східного напрямку і ділянками зміщений по них на різні відстані. Це і зумовило петляючий характер водотоку.

Річка Сосна формувала свою долину по дугоподібному розлому і її долини повністю збігається з таким напрямом.

Долина річки Дон трасує велике регіональне порушення субмеридіанального спрямування в межах аркуша карти. Ширина долини коливається від перших сотень метрів на деяких ділянках до перших кілометрів у місцях її розширення. Вузькі ділянки присвячені поперечним блоковим підняттям, які річка прорізає зараз і витрачає основну силу води на глибинну ерозію. Там же, де вона не має перешкод, переважає ерозія бічна і, тим самим, не поглиблює русло, як у попередньому випадку, а розширює долину.

Структурами третього порядку є Чибісівськеі Праводонське плоскогір'я.

Перше розташоване в північній частині листа і є позитивною структурою рівнинного рельєфу, відокремлену від Праводонського підняття великим північно-східним порушенням, а від Єлецького виступадугоподібним розломом. Фактично нерозчленований характер цієї структури свідчить, що зараз вона відчуває серйозних тектонічних рухів і його вважатимуться умовно статичною.

Праводонське плоскогір'ярозташоване у південно-східній частині території та представлено аналогічною поверхнею вирівнювання, що й попередній об'єкт. Воно обмежене з південного заходу північно-західним порушенням і з північного сходу - долиною річки Дон.

Особливе місце посідає Великоверейська кільцева структурана південній рамці території. Вона представлена ​​серією дугових розломів, за якими розвинені річки Верейка та Знову з їхніми притоками. Природа даного об'єкта слабо піддається інтерпретації і вибивається з характеру основної тектонічної тріщину фундаменту.

Таким чином, на малюнок сучасного рельєфу впливають як великі, і дрібні розлами. Найбільш активними у Наразіє група розломів північно-східного спрямування. За ними відбувається зародження та активний розвиток мережі ярів, що є долинами молодих водотоків. Цю систему розломів необхідно в першу чергу враховувати при проектуванні будівництва, а також у плані сільгоспугідь.

Підсумовуючи всього вище викладеного можна зробити такі висновки.

проведено ознайомлювальну роботу з основними термінами та поняттями, що використовуються при геоморфологічному та тектонічному аналізі територій.

побудовано карту поверхонь масштабу 1:200 000 в межах Липецької та Воронезької областей, що входять до Середньоруської височини.

зроблено аналіз карти та виділено умовно в її межах різні морфологічні структури.

дано опис виділених структур та виявлено причини їх утворення.

з'ясовано, що справжній рельєф утворився внаслідок тектонічної діяльності та її формування триває й донині завдяки неотектонічним процесам.

Список літератури:

Г.П. Горшков, А.Ф. Якушова. Загальна геологія. МДУ, 1962

Н.А. Флоренсів. Нариси структурної геоморфології. Наука, 1978

Ю.А. Косигін. Тектоніка. М., Надра, 1983

https://ua.wikipedia.org/wiki/

Програми