Ледниковый и водно-ледниковый рельеф

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

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

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

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

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

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

Условные обозначения:

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

Рис. 20. Схематический геологический разрез района

Сещинских гляциодислокаций (Погуляев, Шик, 1972)

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

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

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

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

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

Эоловый рельеф

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

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

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

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

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

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

Карстовый рельеф

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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