МОРФОСКУЛЬПТУРА

В современном рельефе возвышенности сохранились поверхности выравнивания, неогеновые речные террасы. Выделяются позднемезозойская денудационная поверхность (останцы пенеплена), палеогеновые денудационная (так

же пенеплен) и аккумулятивная поверхности, миоценовые денудационные и аккумулятивные (наземного и морского формирования), позднемиоценово-раннеплиоценовые денудационные и аккумулятивные поверхности, плиоценовые речные террасы.

Останцы позднемезозойского пенеплена в рельефе выражены приподнятым участком поверхности возвышенности, которые можно назвать Казатинским поднятием. Максимальная абсолютная отметка в его пределах равна 321 м. На поднятии почти не разрушена кора выветривания площадного типа (каолины) мощностью до 60—70 м.

Позднемезозойский пенеплен окаймляется палеогеновым пенепленом с неполностью уцелевшей корой выветривания. Средняя глубина палеогенового денудационного среза составляет 25 м. Палеогеновая денудационная поверхность составляет основу междуречной равнины в бассейнах Тетерева, Роси. На юго-восток от последнего она переходит в палеогеновую аккумулятивную (морскую) поверхность, которая сохранилась в междуречьях Горного и Гнилого Тикичей.

Миоценовая денудационная поверхность выравнивания развита в северной части возвышенности (в бассейнах средней части Юж. Случи, верхних частях Уборти и Ужа). Миоценовая аккумулятивная поверхность представлена равнинами наземной и морской аккумуляции. Первая из них распространяется на большие площади в восточной и юго-восточной частях, вторая — окраиной юго-восточной части возвышенности (верхняя часть бассейна Ингульца, бассейны Саксагани, Мокрой Суры).

Позднемиоценово-раннеплиоценовая аллювиальнодельтовая поверхность (равнина) распространена на междуречьях нижней части бассейна Юж. Буга и частично Ингульца. Значительная ее часть расположена и в пределах юга Подольской возвышенности.

' Поверхностный сток главным образом Пра-Юж. Буга осуществлялся при высоком положении базиса эрозии и

очень неглубоких эрозионных врезах. Накопление аллювиально-дельтовых отложений балтской свиты происходило на тех пространствах, которые в последующем (в среднем и позднем плиоцене и антропогене по мере пере- углубления водных потоков, т. е. рек) превратились в современные междуречья.

Все поверхности выравнивания (или их останцы) после времени своего образования приподняты до современной высоты, деформированы и представляют собой междуречные пространства. В плиоцене они были фиксированы красноцветным (на севере буроцветным) покровом выветривания. В антропогене красноцветный покров выветривания был перекрыт образованиями лессовой и ледниковой формаций. Отложения последней и связанный с ними рельеф хорошо развиты лишь на территории зандро- вой зоны в пределах границы распространения днепровского ледника.

Возрастные аналоги балтской аллювиально-дельтовой равнины в других местах возвышенности остаются недостаточно изучены и поэтому мало известны. В литературе можно встретить упоминания об участии в строении кайнозойского осадочного покрова песчано-алевритовых образований преимущественно зеленовато-серого цвета. Ho стратиграфически они рассматриваются как составная, часть горизонта пестрых глин. Основанием для этого считается их залегание на высоких склонах междуречий или тяготеющих к междуречьям, т. е. морфологически они практически нигде не обнаруживают связи с речными долинами, сформированными в антропогене.

Плиоценовые речные террасы на территории возвышенности также не получили надлежащего освещения.

Сейчас нет сомнений в том, что плиоценовые речные террасы развиты в пределах большинства речных долин возвышенности. Особенно хорошо они прослеживаются в долинах Юж. Буга, Роси, Росавы.

Надо, однако, иметь в виду, что в поперечных профилях речных долин плиоценовые террасы по упоминавшим-

Рис. 8. Схема древних долин Украинского щита и его склонов (по А. А. Гой.жевскому, 1978):

I — древние долины главнейшие; 2 — то же, прочие; 3 — граница Украинского щита с его склонами. Древние долины (цифры в кружках): I — Хмельницкая, 2 —• Хмельникская, 3 — Червоноармейская, 4 — Белокоровичская, 5 — Новоушицкая. 6 — Гниванская, 7 •—Лугинская, 8 — Дымерская, 9 — Тетиевская, 10 — Рокитнянская, 11 — Гайсинская, 12 — Гайворонская, 13 — Бо- риспольская, 14 — Первомайская, 15 — Рыжановская, 16 — Лебединская, 17 — Доманевская, 18 — Братская, 19 — Устиновская, 20 — Александрийская, 21 — Гуровская, 22 — Высокопольская, 23 — Верховцевская, 24 — Лошкаревская, 25 — Томаковская, 26 — Новопокровская, 27 — Варваровская, 28 — Запорожская, 29 — Новониколаевская, 30 — Положская

ея уже причинам образуют верхний ярус (относительно антропогеновых) и по своему гипсометрическому положению тяготеют к склонам междуречий.

В рельефе Приднепровской возвышенности выделяются водно-эрозионные и водно-аккумулятивные, ледниковые и водНо-ледниковые, денудационные, оползневые, просадочно-суффозионные формы.

Водно-эрозионные и водно-аккумулятивные формы. Погребенные речные долины. В последние несколько десятилетий в пределах Украинского щита и его склонов выявлено множество погребенных древних долин (рис. 8). Они выработаны на поверхности кристаллических пород и продолжаются по поверхности осадочных образований, возраст которых, по

А.              А.

Рис. 9. Поперечный геологический разрез Черепин-Фастовской раннепалеогеновой долины (по М. Ф. Векличу, 1966):

/ — глина серая, светло-серая, зеленовато-серая; 2 — глина бурая, красно-бурая, кирпично-красная; 3 — суглинки бурые, красно-бурые;. 4 — глины углистые; 5 — суглинки серые, светло-серые, темно-серые; 6 — пески; 7 — кора выветривания кристаллических пород; 8 — поверхность кристаллических пород

М. Ф. Веклич (1966) выделил среднеюрские, раннемеловые, раннепалеогеновые, позднепалеогеново-раннемио- ценовые и среднемиоценовые погребенные долины (рис. 9).

Антропогенов ые речные долины. Большинство речных долин на возвышенности привлекают внимание той их морфологией, которая создана в процессе развития в антропогене. Практически все речные долины в своем расположении предопределены геологической структурой, петрографическим и литологическим составом горных пород. Гидрографическая сеть возвышенности имеет древовидно-коленчатый рисунок, который определяется отклоняющим влиянием неравномерно приподнятых блоков фундамента и трещиноватостью слагающих его кристаллических пород.

На отдельных участках направления речных долин возвышенности совпадают с направлениями складчатых структур фундамента. Например, со складчатыми струк

турами северо-западного простирания совпадают направления речных долин Юж. Буга, Соби, Синицы, Ятрани, Горного Тикича, Роси и др. Направления долин Ингуль- ца, Базавлука, а также Днепра (на порожистом его участке) четко совпадают с направлениями складчатых структур (Криворожско-Кременчугской, Базавлукской, Орехово-Павлоградской). Наряду с преобладающей правосторонней асимметрией поперечного профиля речных долин тектонические структуры на многих их отрезках обусловливают левостороннюю асимметрию (долины Роси от Корсунь-Шевченковского до устья Гнилого Тикича и др.).

Долина Днепра между Днепропетровском и Запорожьем прорезает кристаллические породы Украинского щита, т. е. является прорывным участком (участком прорыва). По морфологии она приобретает каньоновидную форму. Долина имеет глубину до 60 м и сейчас занята озером им. В. И. Ленина. Прорывной участок долины давно привлекал внимание исследователей. Первые попытки объяснить прорыв Днепра через щит относятся к прошлому веку. Эти объяснения А. Гуровым связывались с наличием в неогене озер, располагающихся выше Днепропетровска, воды которых и осуществили прорыв. В 20—30-х годах XX в. Б. Л. Личков, В. В. Ризниченко высказали мнение о том, что прорыв произошел вследствие компенсационных движений земной коры в последне- провскую эпоху;

В. Г. Брндарчук, возражая против этих взглядов, высказал мысль о том, что долина Днепра (подобно другим долинам возвышенности) типично эпигенетическая и образовалась еще в неогене вследствие раскрытия денудационной поверхности докембрия.

В настоящее время представляется возможным уточнить представление о том, как развился этот прорывной участок долины. В раннем плиоцене залив понтической трансгрессии глубоко проникал в пределы щита. В этот залив впадал Днепр. После регрессии понтического моря сток Днепра в южном направлении не прекращался. При этом он осуществлялся при высоком положении базиса эрозии по поверхности неогеновых осадочных образований. Сток происходил- несколькими водными потоками, один из них направлялся в Молочную, другие прокладывали свои русла на равнине междуречья Днепра —Молочной. Настоящий прорыв произошел в конце плирце-

на — начале антропогена. В механизме прорыва не последнюю роль сыграла регрессивная эрозия верховья Нижнего Днепра.

Хотя прорывный участок долины Днепра до Запорожья выглядит каньонообразным, на его узких склонах, особенно на левом, прослеживается по крайней мере до трех надпойменных террас. Все они имеют цокольное строение.

Долина Юж. Буга является крупным единым геоморфологическим образованием, расположенным на западе Приднепровской возвышенности.

Начало антропогеновой истории долины Юж. Буга приходится на время конец плиоцена — ранний антропоген. В раннем антропогене основной водный поток реки формировался за счет стока талых ледниковых вод ран- неантропогеновых оледенений, которые распространялись на западных территориях Украинской ССР.

Летичевская низменная равнина (абс. отм. 270-—300 м) сложена аллювиальными и глинистыми песками, фиксированными толщей лессовых пород. Ниже по долине Юж. Буга, начиная от Винницы (и выше) и до низовья, прослеживается (одновозрастная с Летичевской) V (или VI) надпойменная терраса. Цоколь террасы расположен выше уровня поймы в среднем на 30—50 м. Разнозернистые с галькой косослоистые аллювиальные пески, например, ниже Первомайска залегают на 65—70 м выше уровня поймы; ширина террасы местами достигает 5—8 км, терраса тяготеет к склонам междуречий и практически не вписывается в поперечный профиль долины.

Антропогеновая история долины определялась пере- углублением Юж. Буга и врезанием ее в кристаллические породы. Своим петрографическим составом они оказали главное влияние на морфологию долины.

II и I надпойменные террасы можно проследить, в частности, вблизи Первомайска и в других местах.

Долина Юж. Буга во многих местах имеет каньонообразный вид. На дне долины можно встретить многочисленные завалы кристаллических пород, пороги. Порожистость отмечена в районе Первомайска, Константиновки и в других районах.

Долины левых притоков Юж. Буга (Десны, Соби, Уди- ча, Синюхи, Выски, Ингула и др.) по своему строению очень .сходны с главной долиной. Они также расположены в пределах выступа фундамента и их геоморфологический облик предопределен петрографическим составом кристаллических пород. Эти породы определяют теснин- ность, каньоновидность, высокие обрывистые уступы, причудливые разнообразной формы скалы. Продольные профили современных притоков Юж. Буга изобилуют порогами, быстринами, многочисленными скальными выходами.

В строении долин притоков Юж. Буга в пределах возвышенности насчитывается до трех надпойменных террас. III надпойменная терраса занимает самое высокое гипсометрическое положение. В современном рельефе она утратила морфологические черты террасы. II и I надпойменные террасы обычно узкие, прослеживаются наклонными площадками. Поймы своими характеристиками определяются морфологией долин, предопределенной их врезами в кристаллические породы.

Долины притоков Днепра. Среди них следует назвать долины Тетерева, Роси, Тясьмина. Долины этих притоков своими верхними и средними частями расположены в пределах щита, нижними — на его погружающихся склонах, где они выработаны в породах осадочного чехла.

В пределах щита морфология долин прежде всего предопределяется прочностными свойствами кристаллических и метаморфических пород; Расширенные и хорошо разработанные водной эрозией участки долины Тетерева (ниже Житомира), долины Роси (между Белой Церковью и с. Михайловкой), долины Тясьмина (в районе Алек- сандровки). Суженные участки долин (каньоны и просто с высокими, до 30—40 м, скалистыми береговыми склонами) чаще всего являются прорывными и приурочены к местам приподнятого залегания кристаллических пород: долина Тетерева у Житомира, долина Роси у БелЬй Церкви и Богуслава. На прорывных участках дно долин часто завалено крупными глыбами кристаллических пород, русла рек дробятся на мелкие бурные потоки.

Совсем иначе выглядит морфология речных долин на склонах щита ¦— они становятся широкими, террасированными. В строении террас заметно увеличиваются мощности аллювиальных отложений.

На территории распространения льдов в днепровскую ледниковую эпоху все долины были погребены отложениями днепровского комплекса. В зандровой зоне облик долин претерпел особенно большие изменения и, как следствие, их строение и соответственно историю развития можно проследить после времени днепровской ледниковой эпохи. Сравнительно крупные долины этой зоны в большинстве случаев отчетливо выражены в рельефе, хотя на отдельных отрезках поверхности едва намечающихся склонов междуречий и прилегающих к ним речных террас почти сливаются. В долинах кроме поймы выделяются II и I надпойменные террасы.

II надпойменная терраса морфологически выражена слабо. Ширина террасы колеблется от 0,5 до 3 км, относительная высота — в пределах IO—16 м. Сложена терраса аллювиальными пестами и суглинками мощностью от 3 до 12 м. Отмечается, в особенности в долине Тетере-’ ва, ее цокольное строение. Возраст террасы — первая половина позднего антропогена (Qni1-2). надпойменная терраса преимущественно аккумулятивная. В долине Тетерева ее ширина редко превышает 0,1—0,5 км; относительная высота не превышает 10 м. Терраса сложена песчано-суглинистым аллювием мощностью до 12 м. Возраст террасы — вторая половина позднего антропогена (Q^4).

Пойма отсутствует на каньонообразных участках долин. В среднем ее ширина 0,5 км. Выделяются высокий уровень (2—3,5 м) и низкий (0,5—1,5 м).

В лесовой зоне днепровского ледникового языка сохранились элементы рельефа, образованные в доднепров- ское время. Лучше всего они прослеживаются в долинах Роси и ее притоков, в Каневском районе, на Мошногорье и в других местах. В долине Роси доднепровская речная терраса шириной до 15—20 км и относительной высотой над Росью от 30—35 м в уступе до 4(Г—45 м в тыльной части прослеживается между Белой Церковью и с. Ми- хайловкой. Уровень этой же террасы прослеживается и далее на север мертвой долиной шириной до 14—24 км, которая унаследована р. Росавой. Относительная высота

дифференцированными тектоническими движениями. Возникшие еще в докембрии многие разломы не прекратили своей активности и до настоящего времени.

На породах выступа фундамента с разной сохранностью развита преимущественно площадная кора выветривания с преобладанием каолинитового и гидрослюдис- то-каолинитового типов позднемезозойского возраста.

По периферии выступа фундамента на рельеф значительную роль оказывают отложения осадочного чехла. Наиболее древние из них имеют пермский возраст. Пермские и мезозойские отложения залегают в основании толщи осадочных образований на погружающейся поверхности щита в северо-восточной его части.

В тектонических и денудационных понижениях севе- ро-западной и центральной частей щита местами сохранились от размыва отложения позднемеловых трансгрессий. Широко распространены на Приднепровской возвышенности отложения палеогена, неогена и плейстоцена.

Наибольшее распространение имеют неогеновые отложения (среднего и позднего неогена). В разрезах толщ неогеновых отложений разных частей Приднепровской возвышенности существенная роль принадлежит континентальным глинисто-песчаным отложениям полтавской серии, горизонтам миоценовых пестрых глин и плиоценовых краснобурых и бурых глин. В южной части Приднепровской возвышенности, на левобережья Юж. Буга и далее к востоку в бассейнах Ингула, Ингульца распространены прибрежно-морские, аллювиальные и озерные отложения балтской свиты. Сплошной чехол, за исключением участков выходов на поверхность доантропогено- вых отложений, на Приднепровской возвышенности образуют разнообразные антропогеновые отложения.

В продолжение неотектонического этапа развития в разных частях щита активность тектонических движений проявлялась по-разному. Суммарные амплитуды неоген- антропогеновых движений в западной части щита (в пределах Винницкого блока) достигают 300 м. Несколько меньшие значения суммарных неотектонических поднятий отмечаются в пределах Уманско-Кировоградского и Ko- ростенско-Житомирского блоков. По окраинам щита суммарные поднятия за неоген-антропогеновое время не превышают 150 м.

Современные тектонические движения проявляются унаследований. Имеют место поднятия, замедленные тек-

топические движения и даже относительные опускания. Например, интенсивное поднятие (до 10 мм/год) зафиксировано вдоль Криворожско-Кременчугского глубинного разлома; полоса опусканий (I мм/год) соответствует тектоническому блоку, ограниченному глубинными разломами, расположенному к югу от Киева.

В неоген-антропогене крупные блоки выступа фундамента получили отражение в рельефе. Они составляют геолого-етруктурную основу морфоструктур низшего (второго) порядка. Выделяются следующие морфоструктуры второго порядка:              Коростенско-Житомирская              (Волын

ская), Винницкая (Подольская), Центральная (Уманско- Кировоградская) и Приднепровская.

Коростенско-Житомирская (Волынская) морфоструктура расположена в северо- западной части возвышенности. Южная граница морфоструктуры совпадает с глубинным Житомирским разломом, отделяющим ее от Винницкой морфоструктуры. Абсолютные высоты поверхности фундамента в пределах Коростенско-Житомирской морфоструктуры колеблются от 160 до 240 м.

Поверхность докембрийских пород на большей территории морфоструктуры фиксирована маломощным покровом антропогеновых отложений. К северу от Житомира последний залегает на поверхности маломощных отложений полтавской серии.

IIa юго-востоке поверхность докембрийских пород погребается палеогеновыми морскими и неогеновыми континентальными отложениями. В рельефе морфоструктуры преобладающими являются цокольные равнины. Местами вследствие небольшой мощности антропогеновых отложений поверхность фундамента просвечивает и даже имеют место выходы литоморфных образований, сложенных устойчивыми к процессам разрушения кристаллическими породами. Поэтому равнины приобретают тип структурно-денудационных. В местах развития палеогеновых и неогеновых отложений поверхность фундамента полностью погребается и в рельефе не обнаруживает себя. Цокольные равнины здесь переходят в пластово-денудаци- онные. Вблизи речных долин чаще всего они опять сменяются цокольными.

Винницкая (Подольская) морфоструктура занимает западную часть Приднепровской возвышенности. В ее пределах поверхность кристаллического

ее над уровнем Росавы равна 50—60 м. Терраса сложена нижнеантропологеновыми аллювиальными песками, песчаными суглинками, которые погребены отложениями днепровского горизонта. По М. Ф. Векличу (1958), терраса по строению антропогеновой толщи аналогична моренной террасе левобережья Среднего Днепра. надпойменная терраса имеет значительную ширину (до 3—4 км), а относительная высота в приустьевой части долины увеличивается до 25—30 м. Мощность преимущественно песчаного аллювия достигает 12—15 м. Аллювий перекрыт лессовыми породами. Возраст террасы—• первая половина позднего антропогена (Qiii1-2). надпойменная терраса выражена не везде четко. Ширина ее местами достигает I—2 км, относительная высота увеличивается вниз по течению Роси от 1,5 до 15 м. На отдельных отрезках долины терраса цокольная. Возраст террасы — вторая половина позднего антропогена (Qiii3-4).

Пойма Роси на суженных участках долины по ширине не превышает несколько десятков метров, на расширенных — достигает 2,5 км. Относительная высота ее над уровнем русла в местах суженных отрезков долины достигает 5 м. Выделяется два уровня поймы: высокий и низкий. Сложена пойма песчано-суглинистым аллювием мощностью до 12—15 м.

Несколько обособленно среди других представляется долина Ингульца — притоки Днепра. Долина древняя по заложению. В днепровскую ледниковую эпоху по ней происходил сток талых ледниковых вод и, таким образом, она функционировала как проходная долина. Сток ледниковых вод отразился в строении долины перигляциаль- ной аллювиально-водно-ледниковой среднеантропогено- вой террасой.

Балки и овраги. Условия для развития балок и оврагов в пределах возвышенности неодинаковые. В местах высокого залегания поверхности кристаллических пород и небольших мощностей- пород осадочного чехла, а также незначительных глубин эрозионного расчленения обычно формируются неглубокие балки и сопутствующие им формы овражного расчленения.

В Приднепровской части возвышенности вследствие значительных перепадов топографической поверхности, а также сплошного распространения пород осадочного чех

ла развиваются глубокие балки, врезающиеся в водоносные горизонты, которые превращаются в небольшие долины с постоянным водотоком-ручьем. Неблагоприятные условия для образования балок и оврагов в зандровой зоне возвышенности. Ближе к Днепру балки выглядят более оформленными.

Весьма благоприятные условия развития водно-эрозионных форм сложились вдоль правого склона долины Днепра в Каневском районе. Глубина врезов оврагов района Каневских дислокаций составляет в среднем 35— 40 м, хотя отдельные из них достигают 90 м (Большой Пекарский — 85 м, Костянецкий — 90 м, Хмелянский — около 90 м). Рост оврагов происходит за счет усиленной глубинной и боковой эрозии.

Ледниковые и водно-ледниковые ф о р - м ы. Это формы рельефа распространены на значительных площадях возвышенности. Различаются собственно ледниковые формы (в том числе гляциодислокации) и водно-ледниковые.

В пределах зандровой зоны ледниковые (морена) и водно-ледниковые отложения залегают непосредственно с поверхности и поэтому являются рельефообразующими. В лессовой зоне ледниковые и водно-ледниковые отложения перекрыты различной мощности покровом лессов и лессовидных суглинков, т. е. участвуют лишь в строении антропогеновых отложений.

В зандровой зоне основная морена залегает покровно и в силу незначительных мощностей (в среднем 4 м) практически не нивелирует рельеф поверхности подстилающих ее главным образом кристаллических пород. По сложившимся представлениям на таких площадях принято выделять так называемые моренные равнины. Однако в геологическом строении участки залегания морены непосредственно с поверхности обычно по площади невелики (они известны на междуречьи Тетерева — Ирши, Ужа — Ирши и др.) и сменяются участками развития с поверхности водно-ледниковых отложений. В таких случаях в рельефе выделяются моренно-зандровые равнины. Наконец, на значительных площадях морена полностью отсутствует, а на поверхности кристаллических пород залегают водноледниковые, преимущественно песчаные отложения либо на перекрывающих ее палеоген-неогеновых отложениях выделяются зандровые равнины. При этом на многих участках толщи водно-ледниковых песков оказываются

также не в состоянии снивелировать неровности рельефа подстилающей поверхности. Мощности этих песков в зависимости от этого варьируют от I—2 до 15—18 м. Поверхность всех этих равнин несколько всхолмлена. Различаются моренные холмы, где мощности морены увеличиваются до 10—12 м (Володарск-Волынский, Коростенский районы и др.). М. Ф. Веклич (1958) в этих районах выделил также другие формы рельефа, связанные с деятельностью ледника и его талых вод: камы, озы, озоподобные гряды. Ho главным образом холмообразные возвышения этих равнин связаны с поднятиями в поверхности кристаллических пород. В рельефе зандровых равнин местами отмечаются возвышения поверхности так называемых лессовых островов. В пределах моренно-зандровых и зандровых равнин встречаются песчаные гряды, дюнообразные всхолмления. Относительная высота таких образований достигает 7—10 м.

В северной части лессовой зоны возвышенности по долинам рек, а местами и на междуречья вклиниваются геоморфологические ландшафты, характерные для зан- дровой зоны. На междуречьи Каменки и Унавы, расположенном вблизи границы днепровского оледенения, встречаются массивы грядово-холмистого рельефа, продолговатые холмы. Отдельные изолированные округлые холмы, хорошо выраженные в рельефе, достигают относительной высоты 25—28 м. Гряды и отдельные вытянутые холмы сложены ледниковыми и водно-ледниковыми отложениями, в толще которых прослеживаются смятые слои, опрокинутые складки, песчаные диапиры. Эти образования «насажены» на приподнятые блоки фундамента, образованы осциляциями края ледника.

Каневские дислокации. Каневские дислокации известны еще под названием «Каневские горы», расположены в границах постепенного погружения Украинского щита. В строении щита и осадочного чехла выделяются Каневский, Трахтемиров-Бучакский горсты, Трощинский, Переяслав-Хмельницкий грабены. Ширина дислоцированной полосы изменяется от 3 до 9 км.

Максимальные высоты поверхности «Каневских гор» достигают 255 м, минимальные в долине Днепра не превышают 80—85 м. Значительные относительные превышения правого склона Днепра (до 155 м) и дислоциро- ванность рыхлых горных пород, залегающих выше эрозионных врезов, обусловили интенсивное развитие,оврагов

Внешняя часть Инъективный вал

+              +              +              I              +              »              +              +              +

Рис. 10. Принципиальная схема дислокаций Каневского блока (по Ю. А. Лаврушину и Ю. Г. Чугунному, 1982, упрощено):

недислоцированные горные породы: I — пермские и триасовые, 2—антропо- геновая морена; дислоцированные горные породы: 3 — докембрийскне, 4 — юрские, 5 — меловые, 6 — палеогеновые; смещенные горные породы: 7 — антро-* погеновые; другие обозначения: 8 — линии контактов

3Xb

и оползней. В «Каневских горах» развиты проблематичного происхождения дислокации мезокайнозойских горных пород.

Основным типом дислокационных форм являются складки-взбросы, собранные в серии чешуйчатых структур. Наибольшее количество складок (более 30) вкрест простирания чешуй зафиксировано между г. Каневом и с. Яблоневым (рис. 10).

Необходимо отметить, что преобладают оборванные антиклинальные формы, синклинали встречаются очень редко. Очень часто складки-взбросы переходят в надвиги,

Гляциальная природа каневских дислокаций впервые обстоятельно была освещена Д. Н. Соболевым. По его объяснению, дислокации образовались под влиянием днепровского ледника, который, продвигаясь по долине Днепра, упирался в высокий правый берег и смял породы.

В последующем исследователи начали признавать, что не последнюю роль при формировании дислоцированной полосы играла тектоника, которая вывела на поверхность мезокайнозойские отложения, позже смятые наступающим днепровским ледником.

Некоторые исследователи считают, что каневские дислокации вообще имеют тектоническое происхождение. Тектоническая гипотеза, впервые предложенная

В.              Д. Ласкаревым, была наиболее полно разработана

В.              В. Ризниченко. А. П. Карпинский включал «Каневские горы» в полосу так называемых зачаточных гор. В. В. Ризниченко генезис дислокаций объяснял колебательными движениями кристаллического фундамента.

Особенности геологического строения долины Днепра, перегиб продольного профиля надпойменных террас, заложение водно-ледниковых проходных долин вдоль направлений разломов кристаллического фундамента свидетельствуют о сложной неотектонической истории отдельных его блоков.

Днепровский ледник занял долину Днепра, но не перекрыл полностью водоразделы, где его мощность не превышала 150 м (в долине она составляла более 250 м). Встретив на своем пути низкогорье, ледник изменил его облик, выпахав широкие долинные понижения и переместив часть чешуй-надвигов в виде отторженцев.

С ледниковой деятельностью связывается также образование отторженцев, нарушений в залегании мезокай- нозойских осадочных пород в других местах. На между- речьи Роси и Ольшанки (на участке Корсунь-Шевченков- ский — Староселье), на Мошногорье, в районе Городища, а южнее по Днепру у сел Дереевки, Бородаевки такие образования придают рельефу вид ярко выраженной холмистости.

Проходные долины. С деятельностью талых вод ледника на возвышенности связано образование водно-ледниковых долин. В литературе они известны как проходные или «мертвые» долины. Проходные долины распространены как в ледниковой, так и во внеледниковой зонах (рис. И). Долины эти известны еще с 30-х годов XX в. и неоднократно привлекали внимание исследователей.

Обычно они хорошо выражены в рельефе, достигают 40—50 м глубины. В пределах почти каждой долины отмечается наличие водно-ледниковых террас. Проходные долины в большинстве случаев переработаны послеледниковой эрозией, многие из них унаследованы современными реками. Различают две генетические группы водноледниковых долин: отточные, обходные.

Возникновение отточных долин связывается с подпру- живанием ледником поверхностного стока, образованием перед его краем запрудных озер и с последующим прорывом их вод через водоразделы. Множество отточных

Рис. 11. Распространение ледниковых и водно-ледниковых форм рельефа и ледниковых отторженцев на правобережье Среднего Днепра (по М. Ф. Векличу, 1958):

I — морены напора; 2 — гляциодислокации и ледниковые отторженцы He выраженные в рельефе; 3 — озы и озоподобные гряды; 4 — камы; В — водно- ледниковые долины; 6 — граница распространения морены

долин наблюдается вблизи южной границы днепровского ледникового языка на Днепро-Бугском междуречьи. От- точные долины обычно короткие (10—15 км), а их глубина не превышает 10—30 м.

Обходные (маргинальные) водно-ледниковые долины образовывались вдоль края ледниковой лопасти. Ширина их достигает 10—25 км, а длина в некоторых случаях превышает 100 км. Обходные долины образовывались преимущественно на месте эрозионных понижений в доледниковом рельефе и, в свою очередь, во многих местах унаследованы современными реками (Рось). План расположения отдельных долин совпадает со структурными линиями (разломами) кристаллического фундамент а.

Денудационные формы. Денудационная мор- фоскульптура в пределах возвышенности повсеместно связана с кристаллическими породами поверхности Украинского щита и распространена на территориях неглубокого их залегания. На междуречных пространствах ее формы четко выступают в рельефе моренно-зандровых и зандровых равнин. Они выражены холмами, грядами, открытыми полями выходов гранитов.

Расположение и форма денудационных останцов тесно связаны с элементами залегания и петрографическим составом слагающих их кристаллических и метаморфических пород. Отдельные холмы и гряды приурочены к структурам северо-западного и северо-восточного простираний. Холмы овальной формы местами достигают в диаметре километра и поднимаются над окружающей местностью на 20—25 м.

На пространствах развития покрова лессовых пород в пределах междуречий денудационные формы в рельефе практически не находят выражения, хотя во многих местах они определяют их морфологические черты: глубокую волнистость, увалистость и т. д. Лишь в крайней южной части возвышенности (бассейны Базавлука, Мокрой Суры и др.) на склонах междуречий можно встретить слаба скрытые формы денудационной препарировки кристаллических пород.

Денудационная морфоскульптура занимает значительное место, а во многих случаях и определяет морфологию склонов речных долин и балок. Эта морфоскульптура,, во-первых, часто определяет саму морфологию склонов,, придает им определенную форму и детали морфологии: выпуклость, неправильные перепады, углубления, во-вторых, часто непосредственно выступает формами, нередка причудливыми или угрюмыми на фоне прилегающих пространств (склоны долин рек Соби, Б. Выски, Горного Тикича, Тясьмина и др.).

Оползневые формы. Эти формы рельефа приурочены к склонам речных долин и балок. Наиболее интенсивно они развиваются в полосе правого кореннога склона долины Днепра (на участке р. Старые Петров- цы—Вышгород, между селами Халепье —Стайки, Гре- бени — Ходоров, в Каневском районе). Они связаны с местами близкого залегания к поверхности валунных суглинков (морены), бурых и пестрых глин, мергелей киевской свиты палеогена, юрских глин. На других участках возвышенности можно встретить одиночные формы оползневого рельефа. Такими являются левый склон долины Юж. Буга, Горного Тикича, Синюхи, Роси, Тясьмина и др. Здесь они образуются главным образом на красно-бурых и бурых, а также пестрых глинах. По форме различаются оползни блокового типа, оползни-потоки (глетчеры) и оползни-осовы. Оползни блокового типа в морфологии склона образуют цирки, поверхность блока выражена

террасой оползания. Их можно называть оползневыми формами фронтального типа. Формируются они на мергелях киевской свиты. Оползни-потоки (глетчеры) морфологически выражены нечетко, захватывают значительные площади сплошного приповерхностного смещения красно-бурых (бурых) глин и залегающих на них других пород, в частности лессовидных суглинков.

В приднепровской части возвышенности отмечено двухъярусное развитие оползневых форм. Верхний ярус отвечает залеганию горизонтов бурых и пестрых глин, местами горизонта морены, нижний — мергелям киевской свиты палеогена.

Развитие оползневой морфоскульптуры в значительной мере предопределяется структурно-тектоническими условиями. Это, в частности, можно наблюдать в Каневском районе, где ориентировка оползневых форм предопределена элементами залегания дислоцированных юрских глин, т. е. геологической структурой. Часто оползневые формы рельефа сопровождаются оврагами. Более того, оползневая деятельность способствует образованию молодых овражных форм