Как уже упоминалось, рельеф земной поверхности состоит из сочетания склонов и субгоризонтальных поверхностей.
К склонам следует относить такие поверхности, на которых в перемещении вещества определяющую роль играет составляющая силы тяжести, ориентированная вниз по склону. При углах наклона 1—2° составляющая ускорения силы тяжести, стремящаяся сместить частицы вниз по склону, еще очень мала. Такие поверхности к склонам чаще всего не относят. Но даже без них на долю склонов приходится более 80% всей поверхности суши. Уже этим определяется важность изучения генезиса склонов и происходящих на них процессов.
Силе тяжести на склонах противостоят силы сцепления частиц рыхлых пород между собой и с подстилающими невыветрелыми коренными породами. Соотношение составляющей силы тяжести и сил сцепления определяет ход процессов, происходящих на склонах, зависит от многих факторов, что служит причиной разнообразия склоновых процессов. О перемещении вещества на склонах можно судить на основании непосредственных полевых наблюдений, а в случае малых скоростей этих процессов — на основании изучения морфологии склонов и строения склоновых отложений.
Процессы, протекающие на склонах, ведут к удалению, перемещению, а при благоприятных условиях — к накоплению продуктов выветривания, т. е. к образованию как выработанных, так и аккумулятивных форм рельефа. Склоновая денудация — один из основных экзогенных факторов формирования рельефа и поставщик материала, из которого образуются потом аллювиальные, ледниковые, морские и другие генетические типы отложений.
Существует тесная взаимосвязь между выветриванием и склоновыми процессами: быстрое удаление со склонов рыхлых продуктов выветривания обнажает «свежую» породу и тем самым способствует усилению выветривания. Медленная денудация склонов, напротив, приводит к накоплению продуктов выветривания, которое затрудняет дальнейшее выветривание коренных пород, но способствует интенсификации склоновых процессов. Таким образом, темп склоновых процессов определяет в конечном счете скорость денудации.
Особенности формирования склонов отражаются прежде всего в морфологии, т. е. во внешних особенностях склонов: крутизне, длине, форме профиля. По крутизне склоны делят на: очень крутые (более 35°), крутые (15—35°), склоны средней крутизны (8—15°), пологие (4—8°), очень пологие (2—4°). Такое деление имеет некоторый генетический смысл, дает возможность судить о характере и интенсивности процессов, происходящих на склонах, о возможных путях использования склонов в хозяйственной деятельности.
По длине склоны делят на: длинные (/>500 м), склоны средней длины (50—500 м), короткие склоны (/<50 м). Длиной склонов определяется количество влаги, попадающей на них во время дождей и весеннего снеготаяния, и как следствие этого — различная степень увлажнения склоновых отложений. От степени увлажнения зависит интенсивность хода почти всех склоновых процессов.
По форме профиля склоны могут быть прямыми, выпуклыми, вогнутыми, ступенчатыми. Поверхность каждого из перечисленных склонов может быть осложнена повышениями и понижениями неправильных очертаний и т. д. Форма профиля склонов несет особенно большую информацию о процессах, происходящих на них, а иногда дает возможность судить о характере взаимодействия эндогенных и экзогенных сил.
Склоны возникают в результате деятельности эндогенных или экзогенных сил. В соответствии с этим все склоны могут быть подразделены на склоны эндогенного и экзогенного происхождения. Склоны эндогенного происхождения могут быть образованы в результате тектонических движений земной коры, магматизма, землетрясений. Склоны тектонического генезиса могут возникать в результате вертикальных движений земной коры, складчатых или разрывных нарушений. Склоны могут быть обусловлены проявлением как интрузивного, так и эффузивного магматизма.
Среди склонов экзогенного происхождения в соответствии с действующими экзогенными агентами могут быть выделены склоны, созданные поверхностными текучими водами, — флювиальные, деятельностью озер, морей, ледников, ветра, подземных вод и мерзлотных процессов. К этой же группе следует отнести склоны, созданные организмами (коралловые рифы), а также склоны, являющиеся результатом хозяйственной деятельности человека. Нередко склоны могут быть созданы совокупной деятельностью двух или нескольких экзогенных агентов.
Склоны экзогенного, вулканического и псевдовулканического происхождения могут быть образованы как за счет выноса, так и за счет накопления материала. В соответствии с этим они подразделяются на склоны денудационные (выработанные) и аккумулятивные. Денудационные склоны, в свою очередь, можно подразделить на структурные, совпадающие с падением и простиранием отпрепарированных стойких пластов, и аструктурные, у которых такого совпадения нет.
Склоны, возникающие в результате перечисленных процессов, не остаются неизменными, а преобразуются под воздействием целого ряда процессов. Эти процессы А. И. Спиридонов называет склоновыми в отличие от склоноформйрующих (склонообразую-щих) процессов, в результате которых образуются исходные (первичные) наклонные поверхности. В природе эти процессы тесно взаимосвязаны. Уже в самом начале образования наклонные поверхности подвергаются воздействию тех или иных склоновых процессов, поэтому морфологический облик подавляющего большинства склонов является результатом совместного воздействия склоноформирующих и склоновых процессов. Лишь в некоторых случаях процессы образования и преобразования склонов разорваны во времени. Примером такого рода может быть образование уступа во время землетрясения и последующее его преобразование склоновыми процессами.
В зависимости от морфологических особенностей склонов, состава и мощности рыхлых отложений на склонах, а также от конкретных физико-географических условий склоновые процессы отличаются большим разнообразием. По особенностям склоновых процессов А. И. Спиридонов выделяет следующие типы склонов.
1. Склоны собственно гравитационные. На таких склонах, крутизной 35—40° и более, обломки, образующиеся в результате процессов выветривания, под действием силы тяжести скатываются к подножью склонов. К ним относятся обвальные, осыпные, а также лавинные склоны.
2. Склоны блоковых движений. Образуются при смещении вниз по склону блоков горных пород разных размеров. Смещению блоков в значительной мере способствуют подземные воды. Существенную роль играет и гравитация. Крутизна таких склонов колеблется от 20 до 40°. К ним относятся оползневые, оплывно-оползневые и склоны отседания.
3. Склоны массового смещения чехла рыхлого материала. Характер смещения грунта зависит от его консистенции (лат. consistere — состоять), обусловленной количеством содержащейся в грунте воды. Массовое смещение материала происходит на склонах разной крутизны: от 40 до 2—3°. К склонам массового смещения материала относятся солифлюкционные, склоны медленной солифлющии, дефлюкционные и др.
4. Склоны делювиальные (плоскостного смыва). Делювиальные процессы зависят от целого ряда факторов и в первую очередь от состояния поверхности склонов. Они наблюдаются и на крутых, и на очень пологих (2—3°) склонах.
Склоновые процессы и рельеф склонов.
Рассмотрим более подробно некоторые процессы, происходящие на склонах, и их морфологические результаты.
Обвальные склоны. Обвалом называется процесс отрыва от основной массы горной породы крупных глыб и последующего их перемещения вниз по склону. Образованию обвала предшествует возникновение трещины или системы трещин, по которым затем происходят отрыв и обрушение блока породы. Морфологическим результатом обвалов является образование стенок (плоскостей) срыва и ниш в верхних частях склонов и накопление продуктов обрушения у их подножий.
Стенки срыва — довольно ровные поверхности, часто совпадающие с плоскостями разломов и границами пластов. Они наблюдаются на склонах крутизной 35—40° и более. Ниши формируются на более крутых склонах. Крутизна их стенок достигает 900 иногда ниши ограничены нависающими карнизами.
Для аккумулятивной части обвального склона характерен беспорядочный холмистый рельеф с высотой холмов от нескольких метров до 30 м, реже больше. Обвальные отложения сложены крупнообломочным материалом. Размер обломков колеблется от десятков сантиметров до десятков метров.
Обвалы наблюдаются как в горах, так и на равнинах. Наиболее грандиозны обвалы в горах.
Обвалы в горах часто приводят к перегораживанию речных долин и образованию озер.
Крупные обвальные массы распадаются на множество обломков разных размеров, движутся вниз по склону, откладываются у подножья склона или по инерции продолжают перемещаться по дну долины.
Обвалы небольших масс породы, состоящей из обломков размером не более 1 м3, называют камнепадами. Обвалы и камнепады вместе с осыпями и лавинами осуществляют едва ли не основную работу по денудации склонов гор.
Осыпные склоны. Образование осыпей связано преимущественно с физическим выветриванием. Наиболее типичные осыпи наблюдаются на склонах, сложенных мергелями или глинистыми сланцами. У классически выраженной осыпи различают осыпной: склон, осыпной лоток и конус осыпи. Осыпной склон сложен обнаженной породой, подвергающейся физическому выветриванию. Продукты выветривания — щебень, дресва, перемещаясь вниз склону, оказывают механическое воздействие на поверхность склона и вырабатывают в нем желоба — осыпные лотки глубин 1-2 м при ширине в несколько метров. В нижних частях денудационных участков склонов желоба объединяются в более крупные ложбины, ширина которых может достигать десятков метров. Талые и дождевые воды еще более углубляют желоба, расчленяют денудационную часть склонов, бровка склона становится фестончатой. Иногда рельеф денудационной части осыпных склонов оказывается очень сложным, образованным системой башен, колонн и т. п.
Движение обломков на осыпных склонах продолжается до тех пор, пока уклон поверхности не станет меньше угла естественного откоса. С этого момента начинается аккумуляция обломков, формируется конус осыпи. Осыпные конусы могут сливаться друг с другом. К ним примешивается грубообломочный обвальный материал. В конце концов у подножья склона образуется сплошной шлейф из крупных и мелких обломков породы. Формируются отложения, которые называют коллювиальными или просто коллювием (colluvio — скопление). Коллювий отличается плохой сортировкой материала. Одна из особенностей строения коллювиальных отложений заключается в том, что наиболее крупные обломки продвигаются дальше всего по аккумулятивной части осыпного склона и слагают подножье осыпей.
В образовании обвалов и осыпей принимает участие вода. Дождевые и талые воды разрабатывают трещины, по которым происходит срыв обвально-осыпных масс, способствуют разрушены при замерзании в трещинах. Разрушение усиливается изменения объема породы при увлажнении и высыхании. При сильных ливнях стекающие по склону осыпей потоки воды подхватывают и приводят в движение не только мелкие частицы, но и дресву, мелкий щебень. Возникает грязекаменная масса — микросель. При незначительном изменении уклона микросель отлагает несомый материал в виде небольшого «языка» с расширенной и утолщенной частью в основании. Такие как бы застывшие в движении «потоки» нередко можно видеть в нижних частях и у подножья осыпей сразу после ливня. В этом процессе примерно равное участие принимают гравитация и вода.
Лавинные склоны. Скользящие и низвергающиеся вниз со склона снежные массы называют лавиной. Лавины — характерная особенность горных склонов, на которых образуется устойчивый снежный покров. В зависимости от характера движения снега по склонам Г. К. Тушинский выделяет три типа лавин: осовы, лотковые и прыгающие.
Осовами называют соскользнувший широким фронтом снег (вне строго фиксированных русл). При осовах в движение вовлекается слой снега толщиной 30—40 см. Геоморфологическая роль такого типа лавин незначительна. Лишь иногда у подножья склонов формируются небольшие гряды, состоящие из материала, захваченного осовом со склона.
Лотковые лавины движутся по строго фиксированным руслам, заложенным часто временными водотоками. У лотковых лавин, как правило, хорошо выражены лавиносборные понижения, лотки, по которым движется снежная масса, и конусы выноса. Лавино-сборными понижениями служат отмершие ледниковые кары или эрозионно-денудационные водосборные воронки.
Лавинные лотки — это крутостенные врезы с отшлифованными склонами, обычно лишенными растительности. В поперечном сечении они имеют нередко корытообразную форму. Продольный профиль лотков может быть ровным или с уклонами различной величины. Лавинные лотки хорошо опознаются на местности и дешифрируются на аэрофотоснимках по ряду косвенных признаков: по «лавинным прочесам», т. е. полосам, лишенным древесной растительности, изменению характера растительности и т. д.
Конусы выноса лавин состоят из снега, перемешанного с обломочным материалом. Обломочный материал, вытаивающий из лавинного снега и скапливающийся из года в год у основания лавинных лотков, образует своеобразную рыхлую толщу, которую часто называют лавинным «мусором». Лавинные конусы выноса состоят из несортированного обломочного материала и большого количества органических остатков — обломков деревьев, дерна и т. д. Поверхность лавинных конусов выноса из-за неравномерного содержания обломочного материала в снежной массе лавины неровная, бугристая.
При движении лавин по ровной или слегка наклонной поверхности дна долин иногда происходит выпахивание аллювия. В результате создаются гряды, похожие на снежные валы, образующиеся после прохода снегоочистительного клина. В зависимости от мощности аллювия высота гряд может колебаться от 10 см до 5 м. За счет выброса аллювия сошедшей со склона лавиной на противоположном берегу реки могут образоваться бугры высотой 2—3 м.
К прыгающим лавинам относят лотковые лавины, продольный профиль которых характеризуется наличием отвесных участков. Морфологические признаки прыгающих лавин мало отличаются от лотковых.
Рельефообразующая роль лавин определяется их размером и частотой схода. Размер и частота схода, в свою очередь, зависят от размера лавиносборных понижений, длины и крутизны склонов, количества выпадающих осадков, а также погодных условий в момент схода лавин. Сухой и мокрый снег лавин по-разному воздействуют на подстилающее ложе.
Оползневые склоны. В отличие от рассмотренных выше процессов при оползании происходит перемещение монолитного блока породы. Процессы оползания всегда гидрогеологически обусловлены. Они возникают в случае, если водопроницаемые породы подстилаются горизонтом водоупорных пород, чаще всего глин.
Образованию оползней особенно благоприятствует такое залегание пород, при котором падение кровли водоупорных пород совпадает с направлением уклона поверхности. Водоупорный горизонт при этом служит поверхностью скольжения, по которой более или менее значительный блок породы соскальзывает вниз по склону. При оползании порода частично дробится, превращается в бесструктурную массу. Скопления оползневых масс у подножья склонов называют деляпсием. Размеры оползней сильно варьируют. Встречаются громадные оползни, захватывающие сотни тысяч кубических метров породы, и малые, объем которых не превышает нескольких десятков кубометров.
Оползни образуются как в горах (в областях развития слабо сцементированных пород), так и на равнинах, где они приурочен к берегам рек, морей, озер. Возникают оползни на крутых склонах наклон которых равен или превышает 15°. При меньших угла оползни образуются редко.
При оползании формируется определенный комплекс форм рельефа: оползневой цирк, ограниченный стенкой срыва оползня (оползневым уступом), оползневой блок, характеризующийся в большинстве случаев запрокинутостью верхней площади (оползневая терраса) в сторону оползневого склона и крутым уступом, обращенным в сторону реки, моря или озера по направлению движения оползня. В некоторых случаях в результате деформации поверхностных слоев породы движущимся оползневым блоком возникает напорный оползневой вал. Такие оползни называют детрузивными в отличие от деляпсивных, свободно соскальзывающих к урезу реки или моря.
Оползни-оплывины — мелкие оползни, захватывающие толщи пород от 0,3 до 1,5 м. Ведущее значение в их образовании имеет увлажнение верхнего горизонта рыхлых осадков, слагающих склоны, иногда только почвенного слоя. Образованию оползней-оплывин способствуют также крутизна склона (15° и больше) и залегание водоносного горизонта в основании рыхлой толщи. В результате оползней-оплывин у подножья склона накапливаются массы оплывшего материала со сложным бугристым микрорельефом.
Для выявления оползневых склонов исключительно важное значение имеет изучение морфологии склонов. Свидетелями развития на склоне оползневых процессов служат появление беспорядочной бугристости на поверхности и в основании склона, наличие террасовидных площадок, запрокинутых в сторону берега, свежих стенок срыва, замкнутых западин и других форм, чуждых обычному склону реки или берегу моря. Следует заметить, что крупные оползневые тела на склонах могут быть приняты за речные, озерные или морские террасы. Это один из видов так называемых псевдотеррас. От обычных речных, озерных или морских террас оползневые псевдотеррасы отличаются более неровным рельефом, запрокинутостью в сторону берега, невыдержанностью по простиранию и высоте. Одним из основных отличий оползневых псевдотеррас от обычных является отсутствие на их поверхности речных, озерных или морских отложений. Строение псевдотеррас идентично строению склонов, на которых идут оползневые процессы.
Склоны отседания по условиям образования близки к блоковым оползням. Они развиваются на крутых склонах (не менее 15°) значительной относительной высоты. Отседание склонов возможно в кристаллических и достаточно прочных осадочных породах.
В суглинках с четко выраженной вертикальной отдельностью блоки отседания, часто соскальзывая вниз, не опрокидываются, а прислоняются к «материнскому» склону. Такие формы отседания получили название «осовов».
Солифлюкционные склоны. На равнинах и в горах с сезонным промерзанием поверхностного грунта и особенно в областях с вечной мерзлотой распространенным типом склоновых процессов является солифлюкция. Она протекает только в так называемом деятельном слое — слое сезонного промерзания и оттаивания. Наличие на некоторой глубине водоупора (вечномерзлого или еще не оттаявшей части сезонно-мерзлого слоя) обусловливает сильное увлажнение протаявшего слоя или его нижней части за счет содержащегося в нем льда и фильтрации влаги сверху. В результате грунт приобретает жидко-текучую консистенцию, способность течь тонким слоем. Солифлюкционное течение грунта происходит на склонах разной крутизны, начиная с углов наклона 2—3°. Скорость солифлюкционного движения измеряется миллиметрами и даже сантиметрами в секунду. Преобладающие скорости от 3 до 10 м/год. Такую солифлюкцию называют быстрой в отличие от медленной солифлюкции. Мощность солифклюкционных потоков невелика — 20—60 см. Лишь в нижней части склона, где движение солифлюкционного потока замедляется, мощность медленно текущей массы может увеличиваться до метра и больше. В результате образуются натечные солифлюкционные терраски языки, фестоны. Ширина языков — террасок может достигать нескольких десятков метров. В высоких широтах солифлюкция — один из основных поставщиков материала в долины рек и временных водотоков.
Склоны медленной солифлюкции. Медленная солифлюкция — движение массы грунта, обладающего вязко-текучей консистенцией, т. е. способностью растекаться толстым слоем. Возникает медленная солифлюкция в случае, если рыхлые песчано-глинистые массы, насыщенные водой, не в состоянии длительное время сохранять уклон своей поверхности. К склонам медленной солифлюкции относится большинство склонов в арктических и субарктических районах. В умеренных широтах с гумидным климатом медленная солифлюкция наиболее характерна для нижних, лучше увлажненных частей склонов. Таким образом, склоны медленной солифлюкции широко распространены. Процессы медленной солифлюкции могут происходить даже на пологих склонах, крутизна которых всего 3—4°.
Скорость движения грунта при медленной солифлюкции зависит от длины, крутизны и характера поверхности склонов, механического состава и мощности рыхлого чехла, наличия или отсутствия подстилающих водоупорных пород. Преобладающие скорости — от нескольких сантиметров до десятков сантиметров в год.
С процессами медленной солифлюкции связаны такие форм рельефа, как солифлюкционные валы и гряды, приуроченные основаниям увлажненных склонов, и сопряженные с ними «гофрированные» участки склонов — солифлюкционные покровы с характерными формами полосной солифлюкции, а также делли. Делли — неглубокие (0,25—0,5 м) понижения, расстояние между которыми колеблется от 20 до 60 м. В рельефе они выражены нечетко и часто бывают заметны только благодаря изменению характера растительного покрова. В большинстве случаев делли прямолинейны и в отличие от мелких эрозионных форм не ветвятся, а следуют параллельно друг другу. Возникают они на склонах крутизной от 10 до 25°.
Процессы медленной солифлюкции наблюдаются и во влажных тропических районах, где вязко-текучая консистенция грунта обусловлена обильными атмосферными осадками в течение всего года или значительной его части. Такую солифлюкцию называют медленной «тропической» солифлюкцией. Благоприятствуют ей (кроме обилия осадков) интенсивное химическое выветривание, дающее большое количество глинистого материала, а также присутствие коллоидных растворов, связанных с пышным развитием растительного покрова.
Дефлюкционные склоны. Дефлюкция (лат. defluo — истекаю)— пластичное движение в виде медленного выдавливания слабо увлажненных грунтовых масс под почвенно-растительным покровом. Наблюдается в областях с гумидным климатом. Дефлюкция тесно связана с другими склоновыми процессами, в частности с крипом, который возникает под влиянием периодического изменения объема грунтовой массы, вызываемого колебанием температуры (температурный крип), попеременным промерзанием и оттаиванием, набуханием и усадкой глинистой составной части при увлажнении и высыхании, развитием и отмиранием корней растений. Крип, подобно дефлюкции, вызывается действием силы тяжести.
О наличии на том или ином склоне медленного движения материала в результате дефлюкции и крипа можно судить по таким признакам, как «слоистость течения», обнаруживаемая на вертикальном разрезе коры выветривания, направление «щебневых кос» в местах близкого залегания к поверхности коренных пород, изгибание по склону корней растений, и некоторым другим. Дефлюкционные склоны характеризуются ровной поверхностью и специфических морфологических черт рельефа не имеют. Поэтому задернованные или занятые лесом ровные склоны с первого взгляда могут показаться «мертвыми», неразвивающимися.
Если скорость движения превышает указанные выше пределы (что может быть при высокой степени увлажнения поверхностных слоев грунта), дефлюкционное смещение может привести к разрыву дернового покрова. Тогда массы движутся уже не в вид медленно сползающего сплошного слоя, а в виде прерывисто) сползания отдельных блоков поверхностного слоя, напоминающе в миниатюре оползневой процесс. Эта разновидность дефлюкци называется децерацией.
Курумовые склоны. Поверхности, образованные скоплением глыб размером от десятка сантиметров до 1 м и более в поперечнике, с незаполненными мелкоземом межглыбовыми полостями, называются курумами. Курумы широко распространены в горных районах и на плоскогорьях, в строении которых участвуют скальные породы. Образуются они в результате интенсивных процессов физического (главным образом, морозного) выветривания. Размер первоначальных обломков курумов зависит от свойств исходной породы. Наиболее крупные обломки (> 1 м в поперечнике) возникают при разрушении интрузивных пород, обломки несколько меньших размеров (<1 м) —при выветривании эффузивных пород и песчаников.
С. С. Воскресенский делит курумы на курумы-осыпи, возникающие как осыпь и развивающиеся потом как курумы, и «настоящие курумы», питающиеся снизу за счет разрушения подстилающих пород. Курумы встречаются и на крутых (15—35°), и на пологих склонах, и на горизонтальных поверхностях вершин и горных седловин. Границы курумов с соседними задернованными склонами довольно четкие. Поверхность курумов неровная, колебание ее относительных высот зависит от размеров обломков и характера их залегания. Заглубление верхней и приподнятость нижней части курума по отношению к поверхности задернованного склона свидетельствуют о более быстром смещении материала курума вниз по склону, чем на соседнем задернованном склоне. Текстурные особенности курумовых отложений дают основание говорить о том, что материал в них движется не только вниз по склону, но и по нормали к нему, следствием чего является неплотная упаковка глыб, миграция крупных глыб к поверхности курума. Каменный материал курумов движется вниз по склону под действием криогенного крипа. Поэтому на пологих днищах ложбин (служащих путями стока воды), к которым приурочены курумы, каменный материал движется, как правило, быстрее, чем на крутых склонах.
Линейно вытянутые курумы называют каменными реками. Длина каменных рек, по данным С. С. Воскресенского, на Среднесибирском плоскогорье достигает 500 м, а в Забайкалье и Восточном Саяне превышает 1 км. Ширина их различна—от десятков до сотен метров. Скорости движения каменных рек могут достигать 1,5 м/год, чаще 0,2—0,3 м/год. «Истоками» каменных рек часто являются обширные по площади «настоящие» курумы, именуемые иногда «каменными морями».
Делювиальные склоны. Склоны, на которых перемещение материала вниз по склону происходит в результате стока дождевых или талых вод в виде тонких переплетающихся струек, густой сетью покрывающих всю поверхность склонов, называют делювиальными. Энергия («живая сила») таких струек очень мала. Однако и они в состоянии проводить большую работу, смывая мелкие частицы продуктов выветривания и отлагая их у подножья склонов, где формируется особый тип континентальных отложений, называемых делювиальными или просто делювием (лат. deluo — смываю). Делювий чаще всего представлен суглинками или супесями. Однако состав его может меняться в широких пределах в зависимости от факторов, обусловливающих делювиальный смыв. Делювий характеризуется отсутствием слоистости или грубой слоистостью, параллельной склону, слабой сортированностью слагающих его частиц, крупность которых, как правило, уменьшается по мере удаления от подошвы склона. Часто делювиальные отложения бывают окрашены в различные оттенки серого цвета. В результате делювиального смыва уничтожается верхний, наиболее плодородный горизонт почвы, который и придает сероватую окраску отложениям. Делювиальный смыв наноси большой вред почвенному покрову.
Интенсивность делювиального смыва зависит от целого ряда факторов: от крутизны, длины склона и состава слагающих его пород, режима атмосферных осадков, интенсивности весеннего снеготаяния, от микрорельефа и характера поверхности склонов (занят ли склон лугом, пашней или лесом). Следует отметить, что характер растительного покрова (наличие или отсутствие дернины на склоне) более чем любой из перечисленных выше факторов влияет на интенсивность делювиального смыва. В лесу и на поверхностях с плотной травянистой дерниной делювиальный смыв гасится полностью, в том числе на крутых склонах. Делювиальный смыв идет очень интенсивно на пашнях даже при очень малых углах наклона (2—3°).
Равномерный плоскостной смыв может быть лишь на ровных склонах. Таких «идеальных» условий в природе нет. На поверхности склонов всегда есть неровности, понижения различных размеров. Встречая на своем пути такие понижения, отдельные струйки сливаются, образуют более мощные струи. Эти струи, обладая большей «живой силой», уже используют не только имеющиеся понижения, но и начинают прокладывать свой собственный путь, врезаясь в поверхность склона и образуя борозды. Так на склонах начинается процесс размыва — эрозия. Часть борозд с течением времени превращается в промоины, а некоторые из промоин — в овраги. Переход плоскостных склоновых процессов в линейные наблюдается не только на делювиальных склонах. Выше говорилось о переходе «каменных морей» в «каменные реки». Такой процесс наблюдается на солифлюкционных склонах» где линейность движения выражается в форме безрусельных ложбин — деллей.
К склонам следует относить такие поверхности, на которых в перемещении вещества определяющую роль играет составляющая силы тяжести, ориентированная вниз по склону. При углах наклона 1—2° составляющая ускорения силы тяжести, стремящаяся сместить частицы вниз по склону, еще очень мала. Такие поверхности к склонам чаще всего не относят. Но даже без них на долю склонов приходится более 80% всей поверхности суши. Уже этим определяется важность изучения генезиса склонов и происходящих на них процессов.
Силе тяжести на склонах противостоят силы сцепления частиц рыхлых пород между собой и с подстилающими невыветрелыми коренными породами. Соотношение составляющей силы тяжести и сил сцепления определяет ход процессов, происходящих на склонах, зависит от многих факторов, что служит причиной разнообразия склоновых процессов. О перемещении вещества на склонах можно судить на основании непосредственных полевых наблюдений, а в случае малых скоростей этих процессов — на основании изучения морфологии склонов и строения склоновых отложений.
Процессы, протекающие на склонах, ведут к удалению, перемещению, а при благоприятных условиях — к накоплению продуктов выветривания, т. е. к образованию как выработанных, так и аккумулятивных форм рельефа. Склоновая денудация — один из основных экзогенных факторов формирования рельефа и поставщик материала, из которого образуются потом аллювиальные, ледниковые, морские и другие генетические типы отложений.
Существует тесная взаимосвязь между выветриванием и склоновыми процессами: быстрое удаление со склонов рыхлых продуктов выветривания обнажает «свежую» породу и тем самым способствует усилению выветривания. Медленная денудация склонов, напротив, приводит к накоплению продуктов выветривания, которое затрудняет дальнейшее выветривание коренных пород, но способствует интенсификации склоновых процессов. Таким образом, темп склоновых процессов определяет в конечном счете скорость денудации.
Особенности формирования склонов отражаются прежде всего в морфологии, т. е. во внешних особенностях склонов: крутизне, длине, форме профиля. По крутизне склоны делят на: очень крутые (более 35°), крутые (15—35°), склоны средней крутизны (8—15°), пологие (4—8°), очень пологие (2—4°). Такое деление имеет некоторый генетический смысл, дает возможность судить о характере и интенсивности процессов, происходящих на склонах, о возможных путях использования склонов в хозяйственной деятельности.
По длине склоны делят на: длинные (/>500 м), склоны средней длины (50—500 м), короткие склоны (/<50 м). Длиной склонов определяется количество влаги, попадающей на них во время дождей и весеннего снеготаяния, и как следствие этого — различная степень увлажнения склоновых отложений. От степени увлажнения зависит интенсивность хода почти всех склоновых процессов.
По форме профиля склоны могут быть прямыми, выпуклыми, вогнутыми, ступенчатыми. Поверхность каждого из перечисленных склонов может быть осложнена повышениями и понижениями неправильных очертаний и т. д. Форма профиля склонов несет особенно большую информацию о процессах, происходящих на них, а иногда дает возможность судить о характере взаимодействия эндогенных и экзогенных сил.
Склоны возникают в результате деятельности эндогенных или экзогенных сил. В соответствии с этим все склоны могут быть подразделены на склоны эндогенного и экзогенного происхождения. Склоны эндогенного происхождения могут быть образованы в результате тектонических движений земной коры, магматизма, землетрясений. Склоны тектонического генезиса могут возникать в результате вертикальных движений земной коры, складчатых или разрывных нарушений. Склоны могут быть обусловлены проявлением как интрузивного, так и эффузивного магматизма.
Среди склонов экзогенного происхождения в соответствии с действующими экзогенными агентами могут быть выделены склоны, созданные поверхностными текучими водами, — флювиальные, деятельностью озер, морей, ледников, ветра, подземных вод и мерзлотных процессов. К этой же группе следует отнести склоны, созданные организмами (коралловые рифы), а также склоны, являющиеся результатом хозяйственной деятельности человека. Нередко склоны могут быть созданы совокупной деятельностью двух или нескольких экзогенных агентов.
Склоны экзогенного, вулканического и псевдовулканического происхождения могут быть образованы как за счет выноса, так и за счет накопления материала. В соответствии с этим они подразделяются на склоны денудационные (выработанные) и аккумулятивные. Денудационные склоны, в свою очередь, можно подразделить на структурные, совпадающие с падением и простиранием отпрепарированных стойких пластов, и аструктурные, у которых такого совпадения нет.
Склоны, возникающие в результате перечисленных процессов, не остаются неизменными, а преобразуются под воздействием целого ряда процессов. Эти процессы А. И. Спиридонов называет склоновыми в отличие от склоноформйрующих (склонообразую-щих) процессов, в результате которых образуются исходные (первичные) наклонные поверхности. В природе эти процессы тесно взаимосвязаны. Уже в самом начале образования наклонные поверхности подвергаются воздействию тех или иных склоновых процессов, поэтому морфологический облик подавляющего большинства склонов является результатом совместного воздействия склоноформирующих и склоновых процессов. Лишь в некоторых случаях процессы образования и преобразования склонов разорваны во времени. Примером такого рода может быть образование уступа во время землетрясения и последующее его преобразование склоновыми процессами.
В зависимости от морфологических особенностей склонов, состава и мощности рыхлых отложений на склонах, а также от конкретных физико-географических условий склоновые процессы отличаются большим разнообразием. По особенностям склоновых процессов А. И. Спиридонов выделяет следующие типы склонов.
1. Склоны собственно гравитационные. На таких склонах, крутизной 35—40° и более, обломки, образующиеся в результате процессов выветривания, под действием силы тяжести скатываются к подножью склонов. К ним относятся обвальные, осыпные, а также лавинные склоны.
2. Склоны блоковых движений. Образуются при смещении вниз по склону блоков горных пород разных размеров. Смещению блоков в значительной мере способствуют подземные воды. Существенную роль играет и гравитация. Крутизна таких склонов колеблется от 20 до 40°. К ним относятся оползневые, оплывно-оползневые и склоны отседания.
3. Склоны массового смещения чехла рыхлого материала. Характер смещения грунта зависит от его консистенции (лат. consistere — состоять), обусловленной количеством содержащейся в грунте воды. Массовое смещение материала происходит на склонах разной крутизны: от 40 до 2—3°. К склонам массового смещения материала относятся солифлюкционные, склоны медленной солифлющии, дефлюкционные и др.
4. Склоны делювиальные (плоскостного смыва). Делювиальные процессы зависят от целого ряда факторов и в первую очередь от состояния поверхности склонов. Они наблюдаются и на крутых, и на очень пологих (2—3°) склонах.
Склоновые процессы и рельеф склонов.
Рассмотрим более подробно некоторые процессы, происходящие на склонах, и их морфологические результаты.
Обвальные склоны. Обвалом называется процесс отрыва от основной массы горной породы крупных глыб и последующего их перемещения вниз по склону. Образованию обвала предшествует возникновение трещины или системы трещин, по которым затем происходят отрыв и обрушение блока породы. Морфологическим результатом обвалов является образование стенок (плоскостей) срыва и ниш в верхних частях склонов и накопление продуктов обрушения у их подножий.
Стенки срыва — довольно ровные поверхности, часто совпадающие с плоскостями разломов и границами пластов. Они наблюдаются на склонах крутизной 35—40° и более. Ниши формируются на более крутых склонах. Крутизна их стенок достигает 900 иногда ниши ограничены нависающими карнизами.
Для аккумулятивной части обвального склона характерен беспорядочный холмистый рельеф с высотой холмов от нескольких метров до 30 м, реже больше. Обвальные отложения сложены крупнообломочным материалом. Размер обломков колеблется от десятков сантиметров до десятков метров.
Обвалы наблюдаются как в горах, так и на равнинах. Наиболее грандиозны обвалы в горах.
Обвалы в горах часто приводят к перегораживанию речных долин и образованию озер.
Крупные обвальные массы распадаются на множество обломков разных размеров, движутся вниз по склону, откладываются у подножья склона или по инерции продолжают перемещаться по дну долины.
Обвалы небольших масс породы, состоящей из обломков размером не более 1 м3, называют камнепадами. Обвалы и камнепады вместе с осыпями и лавинами осуществляют едва ли не основную работу по денудации склонов гор.
Осыпные склоны. Образование осыпей связано преимущественно с физическим выветриванием. Наиболее типичные осыпи наблюдаются на склонах, сложенных мергелями или глинистыми сланцами. У классически выраженной осыпи различают осыпной: склон, осыпной лоток и конус осыпи. Осыпной склон сложен обнаженной породой, подвергающейся физическому выветриванию. Продукты выветривания — щебень, дресва, перемещаясь вниз склону, оказывают механическое воздействие на поверхность склона и вырабатывают в нем желоба — осыпные лотки глубин 1-2 м при ширине в несколько метров. В нижних частях денудационных участков склонов желоба объединяются в более крупные ложбины, ширина которых может достигать десятков метров. Талые и дождевые воды еще более углубляют желоба, расчленяют денудационную часть склонов, бровка склона становится фестончатой. Иногда рельеф денудационной части осыпных склонов оказывается очень сложным, образованным системой башен, колонн и т. п.
Движение обломков на осыпных склонах продолжается до тех пор, пока уклон поверхности не станет меньше угла естественного откоса. С этого момента начинается аккумуляция обломков, формируется конус осыпи. Осыпные конусы могут сливаться друг с другом. К ним примешивается грубообломочный обвальный материал. В конце концов у подножья склона образуется сплошной шлейф из крупных и мелких обломков породы. Формируются отложения, которые называют коллювиальными или просто коллювием (colluvio — скопление). Коллювий отличается плохой сортировкой материала. Одна из особенностей строения коллювиальных отложений заключается в том, что наиболее крупные обломки продвигаются дальше всего по аккумулятивной части осыпного склона и слагают подножье осыпей.
В образовании обвалов и осыпей принимает участие вода. Дождевые и талые воды разрабатывают трещины, по которым происходит срыв обвально-осыпных масс, способствуют разрушены при замерзании в трещинах. Разрушение усиливается изменения объема породы при увлажнении и высыхании. При сильных ливнях стекающие по склону осыпей потоки воды подхватывают и приводят в движение не только мелкие частицы, но и дресву, мелкий щебень. Возникает грязекаменная масса — микросель. При незначительном изменении уклона микросель отлагает несомый материал в виде небольшого «языка» с расширенной и утолщенной частью в основании. Такие как бы застывшие в движении «потоки» нередко можно видеть в нижних частях и у подножья осыпей сразу после ливня. В этом процессе примерно равное участие принимают гравитация и вода.
Лавинные склоны. Скользящие и низвергающиеся вниз со склона снежные массы называют лавиной. Лавины — характерная особенность горных склонов, на которых образуется устойчивый снежный покров. В зависимости от характера движения снега по склонам Г. К. Тушинский выделяет три типа лавин: осовы, лотковые и прыгающие.
Осовами называют соскользнувший широким фронтом снег (вне строго фиксированных русл). При осовах в движение вовлекается слой снега толщиной 30—40 см. Геоморфологическая роль такого типа лавин незначительна. Лишь иногда у подножья склонов формируются небольшие гряды, состоящие из материала, захваченного осовом со склона.
Лотковые лавины движутся по строго фиксированным руслам, заложенным часто временными водотоками. У лотковых лавин, как правило, хорошо выражены лавиносборные понижения, лотки, по которым движется снежная масса, и конусы выноса. Лавино-сборными понижениями служат отмершие ледниковые кары или эрозионно-денудационные водосборные воронки.
Лавинные лотки — это крутостенные врезы с отшлифованными склонами, обычно лишенными растительности. В поперечном сечении они имеют нередко корытообразную форму. Продольный профиль лотков может быть ровным или с уклонами различной величины. Лавинные лотки хорошо опознаются на местности и дешифрируются на аэрофотоснимках по ряду косвенных признаков: по «лавинным прочесам», т. е. полосам, лишенным древесной растительности, изменению характера растительности и т. д.
Конусы выноса лавин состоят из снега, перемешанного с обломочным материалом. Обломочный материал, вытаивающий из лавинного снега и скапливающийся из года в год у основания лавинных лотков, образует своеобразную рыхлую толщу, которую часто называют лавинным «мусором». Лавинные конусы выноса состоят из несортированного обломочного материала и большого количества органических остатков — обломков деревьев, дерна и т. д. Поверхность лавинных конусов выноса из-за неравномерного содержания обломочного материала в снежной массе лавины неровная, бугристая.
При движении лавин по ровной или слегка наклонной поверхности дна долин иногда происходит выпахивание аллювия. В результате создаются гряды, похожие на снежные валы, образующиеся после прохода снегоочистительного клина. В зависимости от мощности аллювия высота гряд может колебаться от 10 см до 5 м. За счет выброса аллювия сошедшей со склона лавиной на противоположном берегу реки могут образоваться бугры высотой 2—3 м.
К прыгающим лавинам относят лотковые лавины, продольный профиль которых характеризуется наличием отвесных участков. Морфологические признаки прыгающих лавин мало отличаются от лотковых.
Рельефообразующая роль лавин определяется их размером и частотой схода. Размер и частота схода, в свою очередь, зависят от размера лавиносборных понижений, длины и крутизны склонов, количества выпадающих осадков, а также погодных условий в момент схода лавин. Сухой и мокрый снег лавин по-разному воздействуют на подстилающее ложе.
Оползневые склоны. В отличие от рассмотренных выше процессов при оползании происходит перемещение монолитного блока породы. Процессы оползания всегда гидрогеологически обусловлены. Они возникают в случае, если водопроницаемые породы подстилаются горизонтом водоупорных пород, чаще всего глин.
Образованию оползней особенно благоприятствует такое залегание пород, при котором падение кровли водоупорных пород совпадает с направлением уклона поверхности. Водоупорный горизонт при этом служит поверхностью скольжения, по которой более или менее значительный блок породы соскальзывает вниз по склону. При оползании порода частично дробится, превращается в бесструктурную массу. Скопления оползневых масс у подножья склонов называют деляпсием. Размеры оползней сильно варьируют. Встречаются громадные оползни, захватывающие сотни тысяч кубических метров породы, и малые, объем которых не превышает нескольких десятков кубометров.
Оползни образуются как в горах (в областях развития слабо сцементированных пород), так и на равнинах, где они приурочен к берегам рек, морей, озер. Возникают оползни на крутых склонах наклон которых равен или превышает 15°. При меньших угла оползни образуются редко.
При оползании формируется определенный комплекс форм рельефа: оползневой цирк, ограниченный стенкой срыва оползня (оползневым уступом), оползневой блок, характеризующийся в большинстве случаев запрокинутостью верхней площади (оползневая терраса) в сторону оползневого склона и крутым уступом, обращенным в сторону реки, моря или озера по направлению движения оползня. В некоторых случаях в результате деформации поверхностных слоев породы движущимся оползневым блоком возникает напорный оползневой вал. Такие оползни называют детрузивными в отличие от деляпсивных, свободно соскальзывающих к урезу реки или моря.
Оползни-оплывины — мелкие оползни, захватывающие толщи пород от 0,3 до 1,5 м. Ведущее значение в их образовании имеет увлажнение верхнего горизонта рыхлых осадков, слагающих склоны, иногда только почвенного слоя. Образованию оползней-оплывин способствуют также крутизна склона (15° и больше) и залегание водоносного горизонта в основании рыхлой толщи. В результате оползней-оплывин у подножья склона накапливаются массы оплывшего материала со сложным бугристым микрорельефом.
Для выявления оползневых склонов исключительно важное значение имеет изучение морфологии склонов. Свидетелями развития на склоне оползневых процессов служат появление беспорядочной бугристости на поверхности и в основании склона, наличие террасовидных площадок, запрокинутых в сторону берега, свежих стенок срыва, замкнутых западин и других форм, чуждых обычному склону реки или берегу моря. Следует заметить, что крупные оползневые тела на склонах могут быть приняты за речные, озерные или морские террасы. Это один из видов так называемых псевдотеррас. От обычных речных, озерных или морских террас оползневые псевдотеррасы отличаются более неровным рельефом, запрокинутостью в сторону берега, невыдержанностью по простиранию и высоте. Одним из основных отличий оползневых псевдотеррас от обычных является отсутствие на их поверхности речных, озерных или морских отложений. Строение псевдотеррас идентично строению склонов, на которых идут оползневые процессы.
Склоны отседания по условиям образования близки к блоковым оползням. Они развиваются на крутых склонах (не менее 15°) значительной относительной высоты. Отседание склонов возможно в кристаллических и достаточно прочных осадочных породах.
В суглинках с четко выраженной вертикальной отдельностью блоки отседания, часто соскальзывая вниз, не опрокидываются, а прислоняются к «материнскому» склону. Такие формы отседания получили название «осовов».
Солифлюкционные склоны. На равнинах и в горах с сезонным промерзанием поверхностного грунта и особенно в областях с вечной мерзлотой распространенным типом склоновых процессов является солифлюкция. Она протекает только в так называемом деятельном слое — слое сезонного промерзания и оттаивания. Наличие на некоторой глубине водоупора (вечномерзлого или еще не оттаявшей части сезонно-мерзлого слоя) обусловливает сильное увлажнение протаявшего слоя или его нижней части за счет содержащегося в нем льда и фильтрации влаги сверху. В результате грунт приобретает жидко-текучую консистенцию, способность течь тонким слоем. Солифлюкционное течение грунта происходит на склонах разной крутизны, начиная с углов наклона 2—3°. Скорость солифлюкционного движения измеряется миллиметрами и даже сантиметрами в секунду. Преобладающие скорости от 3 до 10 м/год. Такую солифлюкцию называют быстрой в отличие от медленной солифлюкции. Мощность солифклюкционных потоков невелика — 20—60 см. Лишь в нижней части склона, где движение солифлюкционного потока замедляется, мощность медленно текущей массы может увеличиваться до метра и больше. В результате образуются натечные солифлюкционные терраски языки, фестоны. Ширина языков — террасок может достигать нескольких десятков метров. В высоких широтах солифлюкция — один из основных поставщиков материала в долины рек и временных водотоков.
Склоны медленной солифлюкции. Медленная солифлюкция — движение массы грунта, обладающего вязко-текучей консистенцией, т. е. способностью растекаться толстым слоем. Возникает медленная солифлюкция в случае, если рыхлые песчано-глинистые массы, насыщенные водой, не в состоянии длительное время сохранять уклон своей поверхности. К склонам медленной солифлюкции относится большинство склонов в арктических и субарктических районах. В умеренных широтах с гумидным климатом медленная солифлюкция наиболее характерна для нижних, лучше увлажненных частей склонов. Таким образом, склоны медленной солифлюкции широко распространены. Процессы медленной солифлюкции могут происходить даже на пологих склонах, крутизна которых всего 3—4°.
Скорость движения грунта при медленной солифлюкции зависит от длины, крутизны и характера поверхности склонов, механического состава и мощности рыхлого чехла, наличия или отсутствия подстилающих водоупорных пород. Преобладающие скорости — от нескольких сантиметров до десятков сантиметров в год.
С процессами медленной солифлюкции связаны такие форм рельефа, как солифлюкционные валы и гряды, приуроченные основаниям увлажненных склонов, и сопряженные с ними «гофрированные» участки склонов — солифлюкционные покровы с характерными формами полосной солифлюкции, а также делли. Делли — неглубокие (0,25—0,5 м) понижения, расстояние между которыми колеблется от 20 до 60 м. В рельефе они выражены нечетко и часто бывают заметны только благодаря изменению характера растительного покрова. В большинстве случаев делли прямолинейны и в отличие от мелких эрозионных форм не ветвятся, а следуют параллельно друг другу. Возникают они на склонах крутизной от 10 до 25°.
Процессы медленной солифлюкции наблюдаются и во влажных тропических районах, где вязко-текучая консистенция грунта обусловлена обильными атмосферными осадками в течение всего года или значительной его части. Такую солифлюкцию называют медленной «тропической» солифлюкцией. Благоприятствуют ей (кроме обилия осадков) интенсивное химическое выветривание, дающее большое количество глинистого материала, а также присутствие коллоидных растворов, связанных с пышным развитием растительного покрова.
Дефлюкционные склоны. Дефлюкция (лат. defluo — истекаю)— пластичное движение в виде медленного выдавливания слабо увлажненных грунтовых масс под почвенно-растительным покровом. Наблюдается в областях с гумидным климатом. Дефлюкция тесно связана с другими склоновыми процессами, в частности с крипом, который возникает под влиянием периодического изменения объема грунтовой массы, вызываемого колебанием температуры (температурный крип), попеременным промерзанием и оттаиванием, набуханием и усадкой глинистой составной части при увлажнении и высыхании, развитием и отмиранием корней растений. Крип, подобно дефлюкции, вызывается действием силы тяжести.
О наличии на том или ином склоне медленного движения материала в результате дефлюкции и крипа можно судить по таким признакам, как «слоистость течения», обнаруживаемая на вертикальном разрезе коры выветривания, направление «щебневых кос» в местах близкого залегания к поверхности коренных пород, изгибание по склону корней растений, и некоторым другим. Дефлюкционные склоны характеризуются ровной поверхностью и специфических морфологических черт рельефа не имеют. Поэтому задернованные или занятые лесом ровные склоны с первого взгляда могут показаться «мертвыми», неразвивающимися.
Если скорость движения превышает указанные выше пределы (что может быть при высокой степени увлажнения поверхностных слоев грунта), дефлюкционное смещение может привести к разрыву дернового покрова. Тогда массы движутся уже не в вид медленно сползающего сплошного слоя, а в виде прерывисто) сползания отдельных блоков поверхностного слоя, напоминающе в миниатюре оползневой процесс. Эта разновидность дефлюкци называется децерацией.
Курумовые склоны. Поверхности, образованные скоплением глыб размером от десятка сантиметров до 1 м и более в поперечнике, с незаполненными мелкоземом межглыбовыми полостями, называются курумами. Курумы широко распространены в горных районах и на плоскогорьях, в строении которых участвуют скальные породы. Образуются они в результате интенсивных процессов физического (главным образом, морозного) выветривания. Размер первоначальных обломков курумов зависит от свойств исходной породы. Наиболее крупные обломки (> 1 м в поперечнике) возникают при разрушении интрузивных пород, обломки несколько меньших размеров (<1 м) —при выветривании эффузивных пород и песчаников.
С. С. Воскресенский делит курумы на курумы-осыпи, возникающие как осыпь и развивающиеся потом как курумы, и «настоящие курумы», питающиеся снизу за счет разрушения подстилающих пород. Курумы встречаются и на крутых (15—35°), и на пологих склонах, и на горизонтальных поверхностях вершин и горных седловин. Границы курумов с соседними задернованными склонами довольно четкие. Поверхность курумов неровная, колебание ее относительных высот зависит от размеров обломков и характера их залегания. Заглубление верхней и приподнятость нижней части курума по отношению к поверхности задернованного склона свидетельствуют о более быстром смещении материала курума вниз по склону, чем на соседнем задернованном склоне. Текстурные особенности курумовых отложений дают основание говорить о том, что материал в них движется не только вниз по склону, но и по нормали к нему, следствием чего является неплотная упаковка глыб, миграция крупных глыб к поверхности курума. Каменный материал курумов движется вниз по склону под действием криогенного крипа. Поэтому на пологих днищах ложбин (служащих путями стока воды), к которым приурочены курумы, каменный материал движется, как правило, быстрее, чем на крутых склонах.
Линейно вытянутые курумы называют каменными реками. Длина каменных рек, по данным С. С. Воскресенского, на Среднесибирском плоскогорье достигает 500 м, а в Забайкалье и Восточном Саяне превышает 1 км. Ширина их различна—от десятков до сотен метров. Скорости движения каменных рек могут достигать 1,5 м/год, чаще 0,2—0,3 м/год. «Истоками» каменных рек часто являются обширные по площади «настоящие» курумы, именуемые иногда «каменными морями».
Делювиальные склоны. Склоны, на которых перемещение материала вниз по склону происходит в результате стока дождевых или талых вод в виде тонких переплетающихся струек, густой сетью покрывающих всю поверхность склонов, называют делювиальными. Энергия («живая сила») таких струек очень мала. Однако и они в состоянии проводить большую работу, смывая мелкие частицы продуктов выветривания и отлагая их у подножья склонов, где формируется особый тип континентальных отложений, называемых делювиальными или просто делювием (лат. deluo — смываю). Делювий чаще всего представлен суглинками или супесями. Однако состав его может меняться в широких пределах в зависимости от факторов, обусловливающих делювиальный смыв. Делювий характеризуется отсутствием слоистости или грубой слоистостью, параллельной склону, слабой сортированностью слагающих его частиц, крупность которых, как правило, уменьшается по мере удаления от подошвы склона. Часто делювиальные отложения бывают окрашены в различные оттенки серого цвета. В результате делювиального смыва уничтожается верхний, наиболее плодородный горизонт почвы, который и придает сероватую окраску отложениям. Делювиальный смыв наноси большой вред почвенному покрову.
Интенсивность делювиального смыва зависит от целого ряда факторов: от крутизны, длины склона и состава слагающих его пород, режима атмосферных осадков, интенсивности весеннего снеготаяния, от микрорельефа и характера поверхности склонов (занят ли склон лугом, пашней или лесом). Следует отметить, что характер растительного покрова (наличие или отсутствие дернины на склоне) более чем любой из перечисленных выше факторов влияет на интенсивность делювиального смыва. В лесу и на поверхностях с плотной травянистой дерниной делювиальный смыв гасится полностью, в том числе на крутых склонах. Делювиальный смыв идет очень интенсивно на пашнях даже при очень малых углах наклона (2—3°).
Равномерный плоскостной смыв может быть лишь на ровных склонах. Таких «идеальных» условий в природе нет. На поверхности склонов всегда есть неровности, понижения различных размеров. Встречая на своем пути такие понижения, отдельные струйки сливаются, образуют более мощные струи. Эти струи, обладая большей «живой силой», уже используют не только имеющиеся понижения, но и начинают прокладывать свой собственный путь, врезаясь в поверхность склона и образуя борозды. Так на склонах начинается процесс размыва — эрозия. Часть борозд с течением времени превращается в промоины, а некоторые из промоин — в овраги. Переход плоскостных склоновых процессов в линейные наблюдается не только на делювиальных склонах. Выше говорилось о переходе «каменных морей» в «каменные реки». Такой процесс наблюдается на солифлюкционных склонах» где линейность движения выражается в форме безрусельных ложбин — деллей.
Последнее изменение: Thursday 14 May 2015, 15:48