Склоновые процессы и рельеф склонов. Оползневые процессы и отседание склонов

К этой группе процессов относятся водная эрозия, оползни, оплывины, осыпи, обвалы, лавины и сели.

При оценке инженерно-геологических условий какой-либо территории наличие или возможность развития большинства склоновых процессов рассматривается как отрицательное обстоятельство.

Каждый процесс в своем проявлении отчасти уникален, отчасти сходен с аналогичными процессами, развивающимися в других местах. По этой причине в одних случаях со склоновыми процессами можно успешно бороться, в других случаях их можно только ослабить, замедлить или частично предотвратить, а в третьих случаях воздействие на эти процессы малоэффективно.

Мероприятия по борьбе с развитием склоновых процессов в большинстве случаев сходны и чаще всего заключаются в уменьшении антропогенной и техногенной нагрузки, консервации склона, дополнительной высадке растений, организации поверхностного стока. Реже, при необходимости, выполняются различные инженерные работы.

Эрозия – процесс разрушения поверхностного слоя почв и горных пород текучими водами или ветром. Механизм развития эрозионного процесса может быть весьма разнообразным и для обозначения особенностей его протекания, места, характера воздействия на горные породы используются дополнительные термины плоскостная, линейная, боковая, донная, овражная и т.п. эрозия. Иногда используются слова, обозначающие провоцирующие факторы, послужившие толчком для начала процесса – транспортная, пастбищная, антропогенная эрозия.

Водная эрозия на склонах может развиваться по распределенной или сосредоточенной схеме в виде плоскостного смыва или линейного воздействия с образованием промоин и оврагов.

Плоскостной смыв (струйчатая эрозия) происходит за счет дождевых и талых вод по всей площади склона. Мелкими струйками вниз по склону переносятся и переоткладываются продукты выветривания преимущественно песчано-глинистого состава. Накопленный на склоне материал принято называть делювиальным чехлом (рис. 2.9).

Рис. 2.9.Формирование делювиального слоя

Его мощность обычно увеличивается вниз по склону и составляет от первых сантиметров до первых метров. Делювий является ценным почвообразующим материалом, а залегающие под ним коренные породы, особенно скальные, обладают этим свойством в значительно меньшей степени.

Скорость плоскостного смыва целиком зависит от крутизны склона и густоты растительного покрова, особенно травянистого. В естественных условиях скорость поступления материала с водораздела и плоскостного смыва вниз находятся в некотором равновесии, и мощность делювия остается неизменной или же медленно нарастает.

В нарушенных условиях, обычно в результате деятельности человека, растительный и почвенный покров нарушаются, скорость плоскостной эрозии возрастает и происходит сначала смыв почвенного, а потом и всего делювиального слоя, что наносит невосполнимый вред природе.

Линейная эрозия на склонах проявляется в форме образования промоин и оврагов. Процесс начинается с нарушения почвенно-дернового слоя. Причиной могут являться сильные потоки воды при таянии снега, ливневые дожди или антропогенные факторы – чрезмерный выпас скота, передвижение техники, земляные работы и т.п. Первоначально промоина имеет небольшую глубину и протяженность, однако стекающая по ней вода довольно быстро удлиняет и углубляет промоину, прорезает сначала делювиальный покров, а потом и коренную породу.

По мере своего развития промоина превращается сначала вV - образный овраг с интенсивной донной и боковой эрозией, растущий в сторону верховьев. Постепенно овраг углубляется до уровня, соответствующего местному базису эрозии, его рост в глубину прекращается, а продолжается только рост в ширину и его форма теперь называетсяU -образной.

Далее по мере расширения оврага стенки его выполаживаются и он приобретает еще более широкую корытообразную форму. В этом случае овраг принято называть балкой. При рассмотрении продольной схемы оврага в нем могут наблюдаться участки со всеми тремя типами поперечного профиля (рис. 2.10).

Рис. 2.10.Продольный и поперечный профили оврага:

а –V -образный профиль в верховьях;б –U- образный профиль в среднем течении;в – корытообразный профиль в нижней части склона

В верхней части оврагV -образный, в средней частиU -образный, в нижней – корытообразный.

Интенсивность развития овражно-балочной сети зависит от климата, высоты местности над уровнем моря, возраста рельефа и размываемости пород, слагающих склоны. Наиболее быстрый рост оврагов происходит в районах с редкими, но обильными осадками. На территории Восточно-Европейской равнины – это центральные области России, южной Украины и Молдавии.

Оврагообразование наносит ощутимый вред народному хозяйству, в первую очередь аграрному сектору. Для предотвращения роста оврагов применяются различные мероприятия, такие как засыпка верховьев привозным грунтом, дополнительное насаждение растительности (особенно кустарниковой), построение перемычек из местных материалов и соблюдение технологии возделывания земель.

Итак, главным отрицательным итогом эрозионного процесса, является постоянная утрата материала почвенного покрова. Восстановление почв происходит значительно медленнее, чем их потеря, при том, что в масштабах всей планеты и отдельных регионов, темпы потерь почвенного покрова постоянно возрастают, в связи с ростом населения и развитием цивилизации. Быстрее всего эрозия развивается в аридных районах с горным рельефом. Плоскостная эрозия приводит к большим потерям почвенного материала, чем линейная, - суммарно многочисленные мелкие дождевые и талые потоки разрушают и переносят взвешенного материала больше, чем разрушают ручьи, образующие овраги.

С геологической точки зрения эрозия развивается стремительно, но не настолько, чтобы быть заметной на памяти одного человека, поэтому долгое время эрозия почв не считалась чем-либо опасным, пока не были проанализированы исторические материалы, указывающие на то, что в прежние века площадь плодородных земель на заселенных людьми территориях была больше.

Историки считают, что в районах Средиземноморья и Ближнего Востока сохранилось лишь 10-20% земель, покрытых полноценным почвенным покровом по сравнению с аналогичными площадями, существовавшими здесь 2-3 тысячи лет назад. О продолжении этого процесса свидетельствует также современная статистика многих стран мира, отмечающая постоянный вывод из оборота земель сельскохозяйственного назначения и сокращение площадей с сохранившейся дикой природой.

Главными противоэрозионными мероприятиями, позволяющими сберечь почвенный покров, считаются правильная организация поверхностного стока и соблюдение необходимых требований в земледелии – правильное расположение борозд, правильная технология полива и обработки почв, планирование и террасирование территорий, ликвидация оврагов.

Еще одним значительным отрицательным фактором эрозии является ее воздействие на уже возведенные инженерные сооружения. При развитии оврагов и интенсивной эрозии по берегам рек возможны сильные размывы грунтов. Известны многочисленные случаи аварий и разрушений, происходивших в таких условиях. Случаи наступления эрозии на застроенные территории обычно хорошо заметны и при своевременном проведении противоэрозионных мероприятий отрицательного воздействия не оказывают.

Оползни – это медленное смещение вниз по склону крупных масс глинистых пород. Главной причиной оползневого процесса является наличие в природе крутых склонов, сложенных целиком или имеющих в разрезе песчано-глинистые породы. Если вес некоторого объема грунта в составе склона будет превышать силы его сцепления с основной массой породы, то оползневое смещение будет неизбежным. Оползневой блок будет сдвигаться вниз до тех пор, пока не займет более устойчивое положение.

Другие факторы, способствующие оползневому процессу – это искусственная подрезка или размыв основания склона, дополнительное увлажнение, удаление части растительности, сотрясения склона при работе техники, транспорта, при землетрясениях.

Авторы предлагают различные классификации оползней в зависимости от размеров и формы оползневого тела, состава пород, слоистости, называя при этом следующие элементы геологической среды - тело оползня (оползневой блок или оползень-поток) и поверхность скольжения (рис. 2.11).

Рис. 2.11.Оползень блокового типа:

а - оползневое тело;б - поверхность скольжения;в - оползневой цирк (поверхность срыва);г - оползневая ступень;д - вал выпирания;е - "пьяный" лес

Чуть выше тела оползня формируется оползневой цирк, а в земле могут образовываться трещины, называемые заколами. Если оползень произошел сравнительно недавно, в рельефе часто проявляется оползневая ступень, которая постепенно сглаживается, и в итоге может получиться ровный или бугристый склон. В случае, когда в результате смещения нижняя часть оползня слегка поднимается над поверхностью склона, это место называют валом выпирания.

Базисом оползания называется уровень, к которому стремится спуститься оползневой массив (фактически – нижняя точка поверхности скольжения). Для современного процесса – это подножье склона или дно долины реки. Вместе с тем в долинах рек, имеющих переуглубления или просто мощные толщи аллювия, встречаются древние оползни с базисом оползания, расположенным ниже поверхности земли. Такие оползни сформировались в предыдущие геологические времена, когда уровень реки и базис оползания располагались ниже современных.

Длиной оползня называется его размер сверху вниз вдоль по склону, шириной – размер по горизонтали поперек склона, а мощностью – расстояние вглубь от поверхности земли до поверхности скольжения. Размеры оползневых блоков могут варьировать от первых метров в длину и ширину до многих сотен метров. Размер отдельно взятого оползня зависит от высоты и крутизны склона, а также от состава пород в разрезе.

Смещение оползня обычно составляет несколько миллиметров или сантиметров в год, однако известны случаи, когда смещения составляли многие десятки метров. Особым, хотя и редким случаем, является срыв оползня, похожий на обвал, когда тело оползня перемещается на десятки метров за считанные секунды. По-видимому, аналогичным образом происходят подводные оползни - см. раздел "Абразия".

В обычных же условиях срыв оползня на склоне в населенном пункте может привести к разрушению построек и человеческим жертвам. Вместе с тем оползни способны стабилизироваться и не перемещаться в течение многих лет, а потом снова активизироваться при возникновении благоприятных условий. На местности современные оползневые участки нередко узнаются по произрастающему на них «пьяному лесу». Вследствие смещения грунтовых масс стволы деревьев приобретают наклоненную форму, которая через некоторое время изменяется на изогнутую, так как дерево стремится вернуть своему стволу вертикальное направление.

На Европейской части СНГ оползни развиты по долинам крупных рек – Волги, Оки, Москвы-реки, Дона, Днепра и др., а также по морским побережьям и на горных склонах Крыма, Кавказа, Карпат. Оползневые участки имеются в Москве, Нижнем Новгороде, Самаре, Саратове, Волгограде, Киеве, Одессе, на Южном берегу Крыма, Черноморском побережье Кавказа и многих других густо населенных местах.

Оползни доставляют немало неудобств, сложностей и даже аварий при строительстве и эксплуатации сооружений. Здание, построенное на оползневом массиве, будет испытывать недопустимые деформации и неизбежно трескаться (рис. 2.12).

Рис. 2.12. Схема деформации сооружения, выстроенного на оползне

С учетом высокой стоимости земель в населенных пунктах оползневые участки могут успешно использоваться для различных целей за исключением многоэтажного строительства. Здесь могут быть разбиты парки и скверы, сады и виноградники, построены автомобильные стоянки и некрупные легкие сооружения.

Противооползневые мероприятия.

1. Необходимо выполнить крупномасштабное инженерно-геологическое картирование территории с выделением оползневых и устойчивых участков.

2. Наиболее действенная мера по стабилизации оползня – это отсыпка грунта в его нижней части (рис. 2.13).

3. Организация поверхностного стока – прокладка канав, лотков, ливневой канализации. За счет этого не происходит ни дополнительного увлажнения поверхности скольжения, ни роста массы оползня из-за инфильтрации поверхностной влаги.

4. Сохранение растительного покрова и дополнительная высадка деревьев и кустарников на оползневых склонах.

Рис. 2.13.Схема укрепления оползня за счет отсыпки грунта в нижней части склона

Если оползневой участок обладает особенной ценностью для населенного пункта, то могут выполняться еще два типа дорогостоящих инженерных мероприятий.

5. Устройство дренажа склона.

6. Укрепление массива оползня с помощью буронабивных свай.

Оплывинами называются смещения вниз по склону небольших приповерхностных масс грунта (рис. 2.14).

Рис. 2.14.Оплывина

Внешне оплывины обычно проявляются в виде небольших бугров и трещин, протянувшихся поперек склона. Над свежей оплывиной бывает хорошо видна поверхность отрыва. Оплывины имеют сравнительно небольшие размеры от нескольких метров в длину и ширину до первых десятков метров. Под длиной оплывины подразумевается размер сверху вниз по склону, под шириной – размер по горизонтали. Мощность оплывины обычно не превышает одного метра.

Причины возникновения оплывин такие же, как и оползней – воздействие силы тяжести на породу, слагающую склон, дополнительное увлажнение, уничтожение растительности, нарушение почвенно-дернового покрова, подрезка и сотрясения склона.

Нередко оплывины возникают при весеннем оттаивании грунтов на склонах южной экспозиции. Сильно увлажненный оттаявший грунт сползает по границе с еще мерзлым грунтом, залегающим глубже. У подножья склона при этом накапливаются массы грунта очень характерного облика.

В области распространения многолетней мерзлоты данный процесс даже получил отдельное название –солифлюкция, от словsoil – земля иflow – течь. Отрицательным результатом оплывания грунтов является то, что оно может положить начало эрозионному процессу на склонах.

Трещины в дерново-почвенном слое, возникающие при оплывании, способны быстро разрастаться, превращаясь в промоины и овраги. По этой причине возникновение оплывин считается нежелательным процессом и для его предупреждения рекомендуется проведение мероприятий, сохраняющих и укрепляющих склон, аналогичных мероприятиям, проводимым для борьбы с водной эрозией и оползнями – консервация склона, высадка растений, организация стока, соблюдение требуемых уклонов при закладке насыпей и выемок и т.п.

Осыпи – это процесс падения и постепенного накопления на склонах обломков скальных пород, образующихся при выветривании (рис. 2.15).

Рис. 2.15.Осыпь

Размеры осыпей могут варьировать от первых метров в длину и ширину до многих сотен метров и даже первых километров сверху вниз по склону. Мощность осыпи может изменяться от десятков сантиметров до первых метров. В зависимости от крутизны склона и состава разрушающихся пород осыпи могут быть крупно-, средне- и мелкощебнистыми, содержать или не содержать песчано-глинистый заполнитель.

Движение осыпи может состоять в перекатывании отдельных обломков и в постепенном смещении вниз по склону всего массива. С поверхности осыпь может быть, как свежей, так и задернованной и даже залесенной. Причины подвижки осыпей те же, что и других склоновых процессов - сила тяжести, дополнительное увлажнение, сотрясения и подрезка склона, нарушение растительности.

Довольно распространенным является отрицательное воздействие осыпей на эксплуатируемые дороги. Оно проявляется в виде толкающего воздействия массива осыпи на сооружение и особенно часто в виде высыпания камней на дорожное полотно. В последнем случае с нагорной стороны дороги возводится и при необходимости надстраивается улавливающая стенка, а служба эксплуатации регулярно убирает упавшие на дорогу камни (рис. 2.16).

Рис. 2.16.Осыпь (улавливающая стенка)

Непосредственно на массиве осыпи строительство обычно не производится вследствие ее неустойчивости. В случае необходимости материал осыпи удаляется и основание сооружения располагается на коренных породах.

Возможно использование щебня осыпи как местного строительного материала, но при этом камни могут быть трещиноватыми, выветрелыми, местами покрытыми мхом, содержать глинистый заполнитель. Запасы незначительные.

Обвал - одновременное падение большого количества каменного материала. Главная причина обвалов - мощные сотрясения - естественные и искусственные, такие как землетрясения и взрывы. Прочие причины те же, что и других склоновых процессов.

Обвалы могут случаться с частотой от нескольких лет до многих тысяч лет. Для правильного освоения территорий необходимо выявить обвалоопасные и необвалоопасные участки. Обвалоопасные участки узнаются по распространению на них свежих глыб горных пород, коренное залегание которых находится выше по склону, по наличию утесов и останцов, по историческим данным и опросу местного населения.

Лавина - обвал снега в горах. К весне снег уплотняется, перекристаллизовывается небольшими гранулами и становится тяжелым. Человек, заваленный таким снегом, самостоятельно выбраться из-под него не может и быстро погибает от удушья. Имеются направления, называемые лавиноопасными, на которых лавины случаются почти каждый год.

Капитальные сооружения без специальной защиты здесь не возводятся. Наибольший ущерб лавины наносят автодорогам, участки которых закрываются на лавиноопасный период. Для упорядочения графика движения с помощью взрывов и обстрела производят искусственный сход лавин. Задача геологической службы - составить карты и определить периоды опасности лавин.

Сель - горный грязе-каменный поток большой разрушительной силы. Периодичность - раз в несколько десятков лет. На территории СНГ сели чаще случаются на Кавказе и в горах Средней Азии и редко в горах с более холодным климатом. Твердым материалом для селя служат скопившиеся на склонах продукты выветривания горных пород - песчано-глинистые и щебнисто-глыбовые накопления.

В случае затяжной весны или долгого периода дождей минеральный материал увлажняется до текучего состояния. В какой-то момент за счет ливневых дождей или сотрясения минеральный материал срывается со склонов и устремляется вниз по долине ближайшей реки горной реки, где образуется единый грязе-каменный поток, сильно превышающий уровень самой реки.

Мощный сель имеет большую скорость и разрушающую силу. Он сносит и полностью перекрывает жилые постройки, вырывает с корнем деревья, сдвигает насыпи, приводит к гибели людей. В месте выхода горной реки на равнину селевой поток теряет силу, растекается по большой площади и откладывается в форме, сходной с пролювиальными отложениями.

Из истории известны случаи катастрофических селей, жертвами которых стали тысячи людей. После схода очередного селя количество продуктов выветривания на склонах уменьшается и для их восстановления требуется несколько десятков лет, когда создадутся условия для следующего селя.

Противоселевые мероприятия. В первую очередь необходимо определение площадей питания, транзита и отложения селей. Для этого выполняются геолого-съемочные работы, а также изучаются исторические материалы. Вблизи населенных пунктов в случае необходимости возводятся специальные плотины, дамбы, селеуловители, селепропуски, проводится лесомелиорация склонов.

Крип - этим термином принято называть смещение вниз по склону массы породы (осыпи, оплывины), вызванное периодическим изменением объема. При дневном нагревании солнцем склоновая масса чуть увеличивается в объеме, в том числе удлиняется, но растягивается только вниз. При ночном остывании происходит сжатие, при этом вниз подтягивается верхняя часть геологического тела. Аналогичным образом крип может развиваться при сезонном промерзании-оттаивании или при набухании глинистых грунтов.

Склоновые процессы

Скло́новые проце́ссы

процессы, происходящие на склонах, их формирующие и преобразующие. Все они осуществляются под действием силы тяжести и перемещают частицы грунта или крупные блоки горных пород вниз по склону, частично откладывая этот материал в нижней части склона и у его подножия. В зависимости от агента, производящего перемещение материала, различают: гравитационные процессы – оседание крупных глыб, осыпание, обвалы, оползни; водные (флювиальные) – смыв и аккумуляция поверхностным стоком (эрозия почв) , размыв (образование склоновых промоин и оврагов), подмыв склонов рекой, группа процессов, обусловленных наличием и миграцией в грунте подземных вод (течение и сползание грунтов); мерзлотные (криогенные) – движения грунтов на склонах при их попеременном замерзании и оттаивании (солифлюкция, мерзлотное сползание); эоловые – выдувание сухих глинистых и песчаных частиц, их аккумуляция на склоне; береговые – разрушение береговых склонов волнением моря или озера (абразия), аккумуляция у их подножий пологих пляжей.

География. Современная иллюстрированная энциклопедия. - М.: Росмэн . Под редакцией проф. А. П. Горкина . 2006 .

Смотреть что такое "склоновые процессы" в других словарях:

склоновые процессы - Совокупность процессов, воздействующих на форму и эволюцию склонов: горные обвалы, оползни и т.п … Словарь по географии

ГРАВИТАЦИОННО-СКЛОНОВЫЕ ГЕОТЕХНОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ - 12. ГРАВИТАЦИОННО СКЛОНОВЫЕ ГЕОТЕХНОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ возникновение и активизация на склонах оползней при вырубке леса, подрезке склонов каналами и фильтрации воды из них, при мощных взрывах и других техногенных воздействиях, снижающих прочность… … Словарь-справочник терминов нормативно-технической документации

- (a. landsliding caving, falling; н. Absturzerscheinungen; ф. processus d’eboulement; и. procesos de derrumbamiento) склоновые гравитац. процессы, проявляющиеся в обрушении части горн. пород массива. Отличаются кратковременностью, при этом … Геологическая энциклопедия

- (a. creeping, sliding, landfalling, soil slipping, landsliding; н. Abrutschung, Rutschung; ф. coulee, glissement des couches; и. procesos de deslizamiento) склоновые гравитационные процессы, проявляющиеся в образовании оползней, т.e. в… … Геологическая энциклопедия

Геологические и инженерно геологические процессы и гидрометеорологические явления, которые оказывают отрицательное воздействие на территории, народнохозяйственные объекты и жизнедеятельность людей (оползни, обвалы, карст, селевые потоки, снежные… … Строительный словарь

Рельеф Земли У этого термина существуют и другие значения, см. Геоморфология (значения). Геоморфология (от др. греч … Википедия

Для строительства работы, проводимые для комплексного изучения природных условий района, площадки, участка, трассы проектируемого строительства, местных строительных материалов и источников водоснабжения и получения необходимых и… … Википедия

Cоветский Cоюз занимает почти 1/6 часть обитаемой суши 22 403,2 тыс. км2. Pасположен в Eвропе (ок. 1/4 терр. страны Eвропейская часть CCCP) и Aзии (св. 3/4 Aзиатская часть CCCP). Hac. 281,7 млн. чел. (на 1 янв. 1987). Cтолица Mосква. CCCP … Геологическая энциклопедия

- (БАМ) ж. д. трасса в Вост. Cибири и на Д. Востоке, 2 й магистральный ж. д. выход CCCP к Teхому ок. Пролегает по терр. сев. p нов Иркутской обл. (предбайкальский участок), Бурят. ACCP, Читинской обл. (забайкальский участок), Aмурской обл.… … Геологическая энциклопедия

Медленное передвижение протаивающих переувяажненных почв и дисперсных п. (грунтов) на пологих склонах рельефа, возникающее под влиянием попеременного промерзания и протаивания почв и п., действия силы тяжести,… … Геологическая энциклопедия

Склоны представляют собой наклонные участки поверхности, ограничивающие различные формы рельефа и имеющие угол не менее 2°, при котором возможно смещение частиц под действием силы тяжести. К склонам не относят (независимо от их уклона) наклонные днища долин и волноприбойные площадки побережий. На суше на долю склонов приходится более 80% поверхности, а процессы их изменения являются одним из важнейших рельефообразующих факторов.

Возникновение склонов может быть обусловлено действием и эндогенных, и экзогенных процессов. Склоны эндогенного происхождения образуются в результате движений земной коры (от медленных горизонтальных и складчатых, до импульсных, происходящих при землетрясениях и формировании тектонических разрывов), вулканических процессов, внедрений малоглубинных магматических тел. Факторы, формирующие склоны экзогенного происхождения, ещё более многообразны – деятельность текущих вод, размыв берегов озерами и морями, деятельность поземных вод и связанные с ней карстовые процессы, ледниковые процессы, выдувание и накопление материала ветрами, мерзлотные процессы, биогенные процессы, антропогенная деятельность и, наконец, сами склоновые процессы. Нередко склоны формируются за счёт совместного воздействия нескольких факторов. При этом образование склона может происходить как в процессе выноса материала, так и за счёт его накопления. В соответствии с этим они подразделяются соответственно на склоны денудационные (выработанные) и аккумулятивные . Денудационные склоны, в свою очередь, подразделяются на структурные , ориентировка которых совпадает с ориентировкой слагающих его пород, и аструктурные , у которых такой зависимости нет. Следует отметить, что склонообразующие (или иначе склоноформирующие ) процессы являются причиной возникновения первичной наклонной поверхности, на которой вступают в действие склоновые процессы , протекающие за счёт возникновения составляющей силы тяжести, вектор которой направлен вниз по склону, превышающей силу сцепления слагающих склон частиц. Склонообразующие и склоновые процессы действуют, как правило, одновременно, и лишь в случае импульсного действия склоноформирующего процесса (например, при землетрясениях, вулканических извержениях) несколько разобщены во времени.

В пределах одного склона (точнее, одного элементарного склона ) склоновые процессы протекают взаимосвязано на всей его протяженности. Частицы или блоки пород, начавшие движение в какой-либо части такого склона, переместятся в его основание (подножие), где обычно оказываются в зоне воздействия иных факторов денудации – рек, временных русловых потоков, ледников и пр.

Основными характеристиками склонов служат их крутизна, длина, форма профиля; важное значение имеют состав и особенности слагающих и покрывающих склоны пород (осадков), степень увлажнения, наличие растительного покрова, а также характер воздействующих на склон внешних факторов.

Важной характеристикой склона служит его крутизна по отношению к углу естественного откоса покрывающих поверхность склона рыхлых осадков. Под углом естественного откоса понимают значение угла, образованного свободной поверхностью рыхлой массы горной породы или осадка с горизонтальной плоскостью, при которой частицы не осыпаются и не оползают под собственным весом. Если крутизна склона превышает угол естественного откоса, возникающий в ходе выветривания слагающих его коренных пород обломочный материал не задерживается на его поверхности. По мере выполаживания склона энергия и скорость движения обломков по его поверхности снижается, а образующийся покров, в свою очередь, снижает интенсивность физического выветривания коренных пород. По наличию перекрывающих коренные породы осадков склоны подразделяются на закрытые , имеющие чехол из возникших в ходе склоновых процессов обломков, и открытые , в пределах которых обнажены коренные породы.

По длине склоны делят на длинные (протяженнее 500 м), средней длины (50-500 м) и короткие (менее 50 м). Эта характеристика определяет количество влаги, поступающей на склон во время дождей и таяния снега.

По форме профиля склоны делятся на прямые, выпуклые, вогнутые и ступенчатые; общая форма поверхности обычно осложнена многочисленными мелкими положительными и отрицательными формами. Форма профиля несет информацию о воздействующих на склон процессах.

Вниз по склонам происходит перемещение рыхлых масс обломочного материала или крупных блоков пород. Склоновая денудация, в процессе которой продукты разрушения коренных пород перемещаются под воздействием собственного веса без участия или при незначительном участии других факторов вниз по склонам к их подножию, является первым этапом переноса продуктов выветривания.

Склоновые процессы

Интенсивность проявления склоновых процессов, их типы и закономерности распространения определяются рядом факторов, из которых главное значение имеют характер рельефа (его высота, глубина расчленения, крутизна склонов), климатические условия (колебания температуры, степень увлажнения), особенности структуры, состава и дислоцированности пород, а также воздействующие на склон процессы. В сходных условиях тип гравитационного перемещения (обваливание, осыпание, оползание и др.) значительной мере зависит от характера залегания, трещиноватости и состава пород. Так, с крепкими массивными (скальными) породами связаны обвалы, слоистые породы (аргиллиты, пачки пород с их участием и пр.) склонны к осыпанию, а пластичные глинистые породы дают начало оползням. Выделяют 4 главных типа склоновых процессов: 1) обвально-осыпные, 2) оползневые, 3) процессы массового медленного перемещения обломочного материала, 4) плоскостной безрусловый смыв .

Обвально-осыпные (или собственно гравитационные) процессы

На склонах, крутизна которых превышает угол естественного откоса (35-37° и более для крупно- и среднеобломочного материала и 30-32° для мелкообломочного), рыхлые продукты выветривания и блоки пород при потере сцепления или опоры начинают быстро двигаться вниз под действием силы тяжести.

В случае обрушении отделившихся блоков, процесс такого перемещения называется обвалом . Обвалу предшествует возникновение системы трещин (связанных с температурным и морозным выветриванием, воздействием силы тяжести, изменением объёма пород при увлажнении или высыхании), по которым впоследствии происходит отрыв блока пород и образование стенки срыва или ниши в верхней части склона. Стенки срыва, более характерные для не слишком крутых склонов, выглядят как довольно ровные плоские обрывистые поверхности, нередко наследующие границы геологических тел (слоёв, жил, поверхностей разломов и пр.). На наиболее крутых склонах образуются ниши с субвертикальными стенками, иногда ограниченные нависающими над ними карнизами. Оторвавшаяся от склона масса пород при падении разбивается на отдельные глыбы, которые, в свою очередь, дробясь на более мелкие части, скатываются и соскальзывают вниз по поверхности склона. При движении глыбы откалывают от поверхности обломки пород, способствуя разрушению склона. В результате на склоне формируется субвертикальная ниша срыва, а у его подножия - скопление несортированного неокатанного смещенного материала, образующего беспорядочно холмистый рельеф. В сейсмообвальных массах холмы обычно конусовидные, иногда с выжатыми на вершинах в результате сейсмовибрации крупными глыбами.

Видео: обвалы

Отрыв отдельных крупных глыб от склона иногда называют вывалом .

Часто начало движения обусловлено какими-то дополнительными причинами (обрушение глыбы на склон, покрытый продуктами выветривания, землетрясение и пр.). Вызываемые землетрясениями сейсмообвалы распространены практически во всех горных регионах, локализуясь в зонах активных разломов. Высокая энергия процесса определяет вовлечение в движение значительных масс горных пород и их перемещение на значительные расстояния. В 1911 г. землетрясение вызвало гигантский сейсмообвал со склонов Музкольского хребта на Памире: с высоты пять тысяч метров над уровнем моря сорвалось около 2,2 млрд. м 3 пород, погребя кишлак Усой с его жителями и перегородив долину реки Муграб. Огромная естественная плотина – «Усойский завал» с поперечником в 4-5 км и высотой более 700 метров - до 1914 г. полностью перекрывала течение реки, образовав Сарезское озеро (получившее название по затопленному им кишлаку), которое существует и ныне, продолжая углубляться и расширяться. Команский сейсмообвал в Алтайской долине, сорвавшийся с северного склона Заалайского хребта в районе пика Дзержинского (6713 м), имел объём 4–5 км 3 , пересек Алайскую долину и, пройдя путь около 30 км, достиг южного подножия Алайского хребта. На южном склоне Центрального Кавказа огромный обвал с отвесного известнякового обрыва горы Пшегишве привел к образованию озера Рица.

Меры защиты от обвалов и вывалов включают возведение камнеулавливающих сооружений. При принятии проектных решений - выборе параметров и расположения противообвальных конструкций - учитывается крутизна и высота склона (откоса), от которых зависит дальность отлета глыб.

Скатывание или скольжение обломков по склону называют осыпанием . В отличие от обвалов, представляющих собой эпизодический процесс, осыпание на склоне происходит хотя и не постоянно, но довольно часто. Образование осыпей связано главным образом с физическим выветриванием. Осыпной склон сложен обнаженными коренными породами, подвергающимися выветриванию. Благоприятным для развития процесса фактором является слоистое строение толщи с падением в сторону склона, способствующее расслоению по плоскостям напластования. Продукты выветривания (обычно щебень), перемещаясь вниз по склону, вырабатывают на его поверхности желобовидные осыпные лотки глубиной до первых метров и шириной до нескольких метров, углубляемые дождевыми и талыми водами, между которыми располагаются положительные формы (в виде «островов», «башен» и т.п.). Особенно выразителен такой рельеф в случае субвертикального залегания слоистой тощи, сложенной переслаиванием разных по прочности пород. В нижних частях склонов и у подножия крутых бортов речных долин осыпные лотки соединяются в более крупные ложбины, шириной до десятков метров, в основании которых накапливаются линейные потоки и конусы выноса осыпей ; сливаясь, конусы выноса могут создавать сомкнутые шлейфы у подножий склонов. Конусы выноса являются типичным элементом незакрепленных растительностью горных склонов крутизной не менее угла естественного откоса.

По крупности обломочного материала осыпи в самом общем виде подразделяются на глыбовые, щебеночные и дресвяные. Глыбовые осыпи формируются за счет разрушения массивных пород (интрузивных, лав, кристаллических сланцев, массивных известняков, песчаников) и приурочены преимущественно к высокогорным районам. Иногда в кристаллических массивах смещение блоков вниз по склону происходит благодаря увлажнению глинистых продуктов выветривания, заполняющих трещины. Менее прочные, в основном осадочные породы образуют среднеобломочные (щебнистые) и мелкообломочные (дресвяные) осыпи.

Образование осыпей продолжается до тех пор, пока уклон склона не станет меньше угла естественного откоса. «Живые» осыпи характерны для склонов круче 65°, относительно подвижные - для склонов с крутизной 45-65°.

Обвальные и осыпные процессы, как правило, приурочены к одним склонам, а их продукты образуют единую толщу у подножия склонов, что даёт основание объединять их в одну обвально-осыпную группу (рисунок 3).

Обвально-осыпные процессы наибольшим развитием пользуются в пределах расчлененного горного рельефа, где сочетаются процессы интенсивного физического выветривания, поставляющего массы рыхлого материала, и наличие крутых склонов.

В зоне морозного выветривания развитие обвально-осыпных процессов приводит к интенсивному разрушению скальных массивов с образованием нагорных террас . В неровностях склона, занятых снежниками, с нагорной стороны возникает крутая стенка - снеговой (морозный) забой , постепенно, за счёт выветривания и смещения обломочного материала вниз, продвигающийся вглубь массива. Ниже забоя образуется пологая площадка - поверхность нагорной террасы , разрастающаяся по мере разрушения забоя. Со временем нагорные террасы, разрастаясь на разных склонах вершины, срезают ею, сливаясь в единую плоскую поверхность, в итоге приводя к выравниванию рельефа Останцы, состоящие из пологих поверхностей и уступов нагорных террас образующиеся в результате морозно-солифлюкционных процессов называют тумпами.

Схема образования и строения нагорных террас (по С.Г.Бочу и И.И. Краснову).

Условные обозначения: 1 – морозное выветривание (размер стрелки указывает на различную степень интенсивности процесса); 2 –солифлюкционный перенос рыхлых продуктов выветривания; 3 – направление отступания уступов нагорных террас; 4 – последовательные стадии отступания нагорных террасы; 5 - последовательные стадии снижения площадки нагорной террасы под воздействием солифлюкционного сноса и морозного выветривания

К этому же типу гравитационных процессов относятся лавинные процессы , развитые в заснеженных горах, преимущественно на склонах крутизной 25-45°. Лавинами называют массы снега, падающего или соскальзывающего со склонов гор. Лавины питают снегом почти все горные ледники и переносят обломочный материал со склонов, сгружая его на поверхности ледников и на дне долин. Сухие лавины падают во время или сразу же после обильных снегопадов или продолжительных метелей, их причиной является слабая связь между свежевыпавшим снегом и покрытой ледяной коркой нижележащей снежной толщей. Мокрые лавины сходят после превышения среднесуточной температурой нулевой отметки или во время глубоких оттепелей, когда возникает водяная прослойка между слоями снега разной плотности. Сход лавин возможен и при малой толщине снежного покрова: в холодный период внутри снежной толщи возникают большие температурные градиенты, образуются непрочные горизонты глубокой изморози, определяющие неустойчивость снежной толщи. Из-за неоднородности снежной толщи сход лавин - типа осовов (так называемых «снежных досок») – возможен и с пологих склонов.

На лавинных склонах формируются лавинные формы, включающие лавиносбор, лавинный лоток и конус выноса. Такие формы формируются на склонах любых экспозиций и действуют в зависимости от загрузки лавиносборов снегом (выпадающим в виде осадков и приносимым метелями) и внутренних процессов в снежной толще. Важную роль в определении закономерностей размещения лавиноопасных территорий и объеме выносимого лавинами материала играют климатические факторы. Так, на Большом Кавказе (с его западным переносом влажных воздушным масс, формирующихся над Черным морем) на высоте 1900 м над уровнем моря сумма твердых осадков за пять зимних месяцев на Западном Кавказе достигает 1200 мм, на Восточном - не превышает 400 мм; большинство осадков выпадает на южных склонах Западного и Центрального Кавказа, являющихся наиболее лавиноопасными. На активность лавинных процессов влияют и внешние факторы: солнечная активность, влияющая на величину солнечной радиации и другие климатические параметры, сейсмичность, антропогенное воздействие. Как показал анализ частоты схода лавин в Приэльбрусье в 1700-1968 гг. (выполненный В.И. Турманиной), 64% лавин приходится на годы повышенной солнечной активности.

Крупные лавины движутся по лавинным лотками (лавинным кулуарам) наследующим созданные временными водотоками или древними реками ложбины, хорошо опознаваемым по «лавинным прочесам» - полосам, лишенным древесной растительности. Масштабы лавин могут быть весьма значительными: лавина, вызванная извержением вулкана Сент-Хеленс в США в 1980 г. спускалась по склону со скоростью 400 км/ч, а объем ее составлял 2,8 млрд. м 3 . На территории России максимальный объем лавины зафиксирован на Кавказе – 5,9 млн. м 3 (считается, что на склонах опасность для жизни человека представляет лавина объемом более 10 м 3). Вместе со снегом лавины сносят со склонов и захватываемые обломки пород, сгружая их у основания склона или на поверхности ледников. Сезонное таяние снега приводит к постепенному обогащению зон конуса выноса лавин обломочным материалом.

Не осуществляя значимых в геологических масштабах рельефообразующих и аккумулятивных процессов, лавины существенно влияют на хозяйственную деятельность.

Обрушение масс горных пород над подземными полостями (пещерами, шахтами и пр.) называют провалами . Размеры провалов различны. Наиболее крупномасштабные характерны для крутозалегающих пластов и могут протягиваться на десятки км 2 .

Оползневые процессы и отседание склонов

При крутизне склона менее угла естественного откоса, но более 12-15° развиваются процессы оползания, часто сочетающиеся с плоскостным смывом и массовым движением обломков, покрывающих склон. Оползневые процессы всегда обусловлены воздействием вод на слагающие склон породы .

Оползень – это процесс соскальзывания блока горных пород вниз по склону под действием силы тяжести.

Оползшую массу называют оползневым телом (или оползневым блоком ). Оползневое тело может иметь форму удлиненного холма или вытянутой параллельно склону гряды холмов (линейные оползни ). В процессе оползания первоначально монолитный блок пород дробится, сминается, вплоть до превращения в бесструктурную массу; при этом в тыловой части тело оползня менее разрушено. Размеры оползней различны: от десятков кубометров до гигантских, объёмом сотни тысяч кубометров. Поверхность оползневого блока (оползневая терраса ) характеризуется в большинстве случаев запрокинутостью в сторону оползневого склона. Поверхность (чаще вогнутой формы), по которой происходит соскальзывание, называют поверхностью скольжения . Обычно поверхностью скольжения выступает поверхность водоупорного слоя глин. Если слагающая склон толща горных пород имеет слоистое строение и слои наклонены по направлению к основанию склона, смещение обычно происходит по поверхности раздела слоёв; такие оползни называют консеквентными (или соскальзывающие ). Оползни, у которых оползневая поверхность сечет границы геологических тел, называют инсеквентными (или срезающими ). В таких оползнях поверхность скольжения наследует ослабленные зоны, связанные с трещиноватостью пород и наличием разломов. Иногда выделяют и третью разновидность - асеквентные оползни, возникающие в однородных неслоистых толщах пород (чаще всего в глинах при насыщении их водой).

Сползание оползневого блока происходит путем сдвига, поэтому их объединяют под общим названием оползни сдвига .

В верхней части оползневого склона размещается крутая стенка отрыва (или надоползневой уступ ), образующая оползневой цирк . В коренном склоне параллельно ему развиваются системы зияющих трещин растяжения . Место сопряжения оползневого тела с надоползневым уступом называется тыловым швом оползня , а место выхода поверхности скольжения у подножия склона – подошвой оползня.

Обобщенная схема образования оползней сдвига. Условны обозначения: 1 – надоползневой уступ (стенка отрыва), 2 – трещина растяжения (трещина отрыва), 3 – тыловой шов; 4 – поверхность скольжения; 5 – оползневые террасы; 6 - подошва оползня.

В некоторых случаях деформация пород движущимся оползневым телом приводит к образованию напорного оползневого вала у фронта оползня. Сползание крупного «жесткого» смещающегося оползневого блока, происходящее по ослабленным пластичным породам (обычно в условиях горизонтального залегания), может приводить к формированию оползней выдавливания (или структурно-пластических оползней ).

Глубина захвата пород оползневым процессом, определяемая низшей точкой поверхности скольжения называется базисом (уровнем) оползания, который может соответствовать подошве склона, поверхности водоупорного слоя, базису эрозии. По характеру движения блоков оползни подразделяются на соскальзывающие, или деляпсивные (от лат. «деляпсус» - падение, скольжение), развивающиеся в условиях свободного скольжения блоков под действием собственного веса, и выталкивающие, или детрузивные , в процессе развития которых смещающееся тело деформирует, смещает и выдавливает залегающие ниже породы. Детрузивные оползни зарождаются в верхних частях склонов. Деляпсивные и детрузивные оползни могут развиваться независимо в различных участках оползневого склона или последовательно на одном и том же участке. Нижняя, детрузивная, часть крупных оползней в таком случае представлена сместившимися породами, значительно раздробленными, перемятыми в результате напора выше расположенных движущихся блоков.

В крупных сложных оползнях во многих случаях выделяется две части. В верхней – структурной (деляпсивной, глыбовой) части, частично сохраняется первоначальное строение массива пород. В рельефе глыбы располагаются ступенчато, поверхность ступеней наклонена к стенке отрыва и часто заболочена вдоль контакта отдельных глыб. Нижняя – аструктурная часть - представлена сильно перемятыми породами, в её рельефе выделяются бугры пучения, чередующиеся с часто заболоченными западинами.

Благоприятными факторами, способствующими развитию оползней, являются наличие крутых склонов (особенно подмываемых берегов реками, озёрами или морем), наличие глинистых пород, падение пластов в сторону склона, выходы подземных вод.

Непосредственной причиной оползания является изменение физического состояния и ослабление прочности массива пород. Важнейшем фактором служит наличие водопроницаемых пород, подстилаемых водоупорным слоем глин: увлажнение глинистых отложений придаёт им пластичное состояние, и они начинают выступать в качестве «смазки» для вышележащих толщ.

Но если склон сложен только водоносными породами, всё равно при достаточной крутизне и высоте склонов оползни неизбежно возникнут. Смещение в таком случае происходит в виде вязкого или вязкопластического течения, а величины смещения на поверхности больше, чем у подошвы оползня. Такие вязкопластические оползни развиваются в условиях увлажнения на склонах, сложенных рыхлыми породами способными к ползучести. При сползании обводненных пластических масс по ложбинам возникают вытянутые в плане оползни-потоки . Поверхностное оплывание переувлажненных масс делювиальных и элювиальных образований называют сплывы . Благоприятными условиями для их развития являются увлаженные склоны с крутизной обычно более 15°. Более мощные оползания грунта в грязеподобном состоянии, возникающие за счет сильного увлажнения грунта (приводящего к разрыву структурных связей между частицами грунта) называют оплывины. Они возникают в зоне вечной мерзлоты при оттаивании грунта, при обильных дождях (в том числе в тропических условиях) и при других причинах переувлажнения грунта. Поскольку смещение связано во всех вышеперечисленных случаях с изменением консистенции (за счёт увеличения обводнённости пород склона при поступлении поверхностных или подземных вод, либо сезонного оттаивания), их объединяют в консистентные оползни .

Изменение прочности может быть связано и с суффозией (от лат. «suffosio» – подкапывание ) - выносом тончайших минеральных частиц водой, фильтрующейся в толще горных пород. Этот процесс приводит к разрыхлению и, как следствие, к потере сцепления между частицами грунта. Суффозии подвержены слои, сложенные растворимыми или тонкозернистыми породами (песчаными, алевритовыми, глинисто-алевритовыми), через которые активно фильтруются подземные воды. Оседание блока пород в разрыхленные суффозией водоносные породы или обрушение суффозионной ниши придает энергию, достаточную для смещения. Оползни, формирование которых обусловлено процессами суффозии, называют суффозионным. Смещение сопровождается вытеканием песчаных водоносных грунтов и как правило носит регрессивных характер, вовлекая в движение породы, залегающие над ними. В дисперсных грунтах при воздействии высокого гидродинамического давления образуются оползни гидродинамического выпора. Специфической особенностью формирования которых является то, что смещение происходит единым обводненным массивом пород с последующим растеканием тела оползня.

В целом по особенностям динамики оползни объединяются в две большие группы: скольжения и течения .

Спровоцировать оползни может воздействие внешних факторов: землетрясение, антропогенное воздействие на склоны (его подрезка, увеличение нагрузки за счёт построек и пр.) и гидротехнические мероприятия, приводящие к изменению уровня подземных вод. Часто активизация оползневых процессов происходит после паводков и половодий: при подъёме уровня вод в водоеме, происходит и подъём уровня подземных вод, а после окончания половодий и паводков некоторое время сохраняется повышенное гидродинамическое давление подземных вод при их выходе на поверхность склона. Вследствие этого происходит выдавливание присклоновой части водоносного слоя, провоцирующее оползание расположенной выше части склона.

Среди связанных с техногенными факторами оползней следует выделить оползни внезапного разжижения . Их причиной служит разжижение слабоуплотненных глинистых и песчаных водонасыщенных пород под воздействием техногенного сотрясения (оползни несейсмогенного разжижения ) или сейсмических толчков (оползни сейсмогенного разжижения ). Развиваются такие оползни в виде быстрого вязкого течения разжиженного грунта вниз по склону.

Оползневое смещение происходит тогда, когда нарушается предельное равновесие масс горных пород – равновесие сдвигающих и удерживающих сил, действующих в породах склона. К сдвигающим относятся тангенциальная составляющая силы тяжести (веса пород и сооружений, находящихся над поверхностью скольжения), направленная в сторону предполагаемого оползневого смещения, фильтрационные силы (при наличии водоносного горизонта), гидростатические силы, вибрационные и сейсмические нагрузки. К удерживающим относятся силы сопротивления грунта сдвигу (коэффициент внутреннего трения и сцепление пород) и составляющая силы тяжести, ориентированная по нормали к поверхности предполагаемого смещения.

Основным количественным показателем при оценке и прогнозе устойчивости склонов, является коэффициент устойчивости (коэффициент запаса устойчивости), представляющий собой отношение сумм удерживающих и сдвигающих сил (или отношение моментов тех же сил), действующих по поверхности предполагаемого смещения оползневого тела.

где Т – составляющая силы тяжести (веса пород Р), стремящаяся сместить горные породы; N – составляющая силы тяжести, стремящаяся удержать породы в равновесии; f – расчетный коэффициент внутреннего трения пород (f = tg j , где j - угол внутреннего трения); С – расчетное сцепление пород, тс/ м 2 ; L – длина поверхности скольжения, м.

При К уст. > 1 склон находится в устойчивом состоянии, при К уст. < 1 – т.е. когда нарушается равновесие сил, - происходит гравитационное смещение.

Расчеты устойчивости склона выполняются по инженерно-геологическим разрезам (которые в дополнение к геологическому строению содержат информацию об инженерных сооружениях), ориентированным по наиболее вероятным направлениям развития оползневого процесса, и сводятся к решению плоской задачи – рассматривается створ (профиль) - полоса склона шириной 1 м (см. рисунок ниже).

Положение расчетного профиля на оползневом участке (а); расчетный профиль по линии I-I (б).

Количественную оценку устойчивости оползневых склонов следует производить опираясь на типизацию оползней по механизму оползневого процесса (таблица 1) и с учетом факторов, влияющих на нарушение устойчивости рассматриваемого склона.

При оценке возможности образования оползней сдвига , способ расчета следует выбирать исходя из положения поверхностей ослабления в структуре массива, предопределяющего вид ожидаемого оползня (оползень инсеквентный, консеквентный или комбинированный).

Для инсеквентных оползней сдвига очертание поверхности скольжения обычно близко к дуге окружности и определенно фиксируется только у их вершин по главному уступу или по трещинам (заколам) на склоне, а также более или менее определенно у их подошвы. Между этими двумя точками она устанавливается методом интерполяции радиусом произвольной длины. Соответственно, для оценки устойчивости склонов с возможным образованием инсеквентных оползней, наиболее применим метод круглоцилиндрической поверхности скольжения (методы Феллениус/Петтерсона, Терцаги, Бишопа и др.), т.к. предполагается, что смещение происходит в результате вращения оползающего массива вокруг центра О и при расчете К уст. отношение сил заменяется отношением моментов тех же сил.

Таблица 1. Классификация оползней по механизму развития процесса (СП 11-105-97 Инженерно-геологические изыскания для строительства. Часть II. Правила производства работ в районах развития опасных геологических и инженерно-геологических процессов / Госстрой России. - М.: ПНИИИС Госстроя России, 2000 с дополнениями авторов)

Примечание к таблице: нередко встречаются комбинированные оползни с различным механизмом смещения на разных участках склона.

Если поверхность возможного смещения предопределена геологической структурой склона (в случае консеквентных оползней сдвига ) или установлена полевыми (бурением скважин, геофизическими работами, статическим зондированием) и (или) инструментальными (инклинометрическими) наблюдениями, для расчета устойчивости склона целесообразно применять методы, основанные на построении плоской или полигональной поверхности скольжения (метод Чугаева, метод горизонтальных сил Маслова, методы Шахунянца, метод «прислоненного откоса» и др.). Для склонов с возможным образованием комбинированных (консеквентно-инсеквентных) оползней сдвига применяют методы, основанные на предельном равновесии сил и моментов (методы Спенсера, Моргенштейн-Прайса, Янбу).

Расчетные схемы оползней сдвига приведены на рисунке

При выполнении расчетов устойчивости массив горных пород над предполагаемой поверхностью скольжения разбивается на ряд отсеков, так чтобы для каждого отсека поверхность скольжения была плоской (для круглоцилиндрической поверхности ширину отсеков принимают равной 0,1R). Определяется вес каждого отсека Р =V х g, где V – объем выделенного массива, V = S х 1, м 3 ; g – расчетная плотность горных пород, тс/м 3 . При наличии внешних вертикальных нагрузок они включаются в величину веса блока. Затем вычисляются величины сил: Т = Р sin a, тс и N = P cos a, тс, где a – угол наклона поверхности скольжения. При упрощенных схемах расчета силы, действующие на вертикальные боковые грани отсеков не учитываются.

При наличии грунтовых вод учитывают их влияние на породы (в расчётах используют плотность и прочностные характеристики водонасыщенного грунта) и фильтрационное (гидродинамическое) давление на весь массив (суммарная составляющая силы тяжести увеличивается на величину гидродинамического давления Dгд). При определении коэффициента устойчивости для сейсмически активных районов (с сейсмичностью 6 и более баллов) учитываются сейсмические силы Qс = μP, где μ - коэффициент динамической сейсмичности, принимаемый исходя из сейсмической балльности района.

Коэффициент устойчивости определяют для нескольких возможных поверхностей скольжения, и по наименьшему из них определяют наиболее опасную для нарушения устойчивости.

Развитие оползневого процесса происходит стадийно. Выделяются следующие последовательные стадии (фазы) оползневого процесса: нарушение общего равновесия склона, образование трещин отрыва и оконтуривание ими тела оползня, начало отседания поверхности с образованием западины и появление вала выпирания в основании склона → основное смещение (отчленение оползневых тел и основное их смещение) → временная стабилизация (отсутствие смещений и свежих трещин, зарастание склона) → вторичные смещения (восстановление локальных условий равновесия склона) → длительная стабилизация. Цикличность внешних факторов, влияющих на оползневые процессы, таких как сезонное оттаивание и промерзание грунтов, подъем уровня рек, таяние снега, изменение влажности и пр., определяет прослеживаемую сезонную ритмичность оползневой активности.

Оползневые массы характеризуются обычно сложным бугристо-западинным, бугристо-грядовым рельефом, сочетающимся в недавних оползнях с оползневыми уступами коренного склона. При наличии древесного растительного покрова оползневые смещения проявляются в развитии «пьяного леса», стволы деревьев в котором изогнуты, так как при сползании грунта стволы наклоняются, а верхушки при дальнейшем росте становятся вертикальными.

Оползневой склон на южном побережье Таганрогского залива. Чумбур-Коса

«Пьяный лес». Саблевидные стволы деревьев на северном склоне горы Аибга. Красная поляна, г.Сочи

К оползневым процессам близок процесс отседания склонов, происходящий не в рыхлых или слоистых, а монолитных прочных скальных породах (в том числе магматических и метаморфических). Суть процесса заключается в отделении крупного блока породы (объемом в десятки, сотни и тысячи кубометров) и постепенном изменении его положения за счёт смещения по подстилающим породам. Необходимым условием является наличие постилающих скальные породы осадочных слоев, способных к деформации под давлением и залегающих в основании склона. Пластичные породы (даже слабопластичные) под давлением понемногу расплющиваются, выдавливаются в направлении слона (борта речной долины, побережье и т.п.), а их поверхность приобретает некоторый наклон в присклоновой части. Залегающие на «ползущем» основании скальные породы в присклоновой части растрескиваются, образуя глубокие рвы, отделяются в виде блока и, получая ещё больший наклон, опрокидываются и при этом дробятся (поэтому в литературе эти процессы иногда описываются как оползни-обвалы ).

Участие подземных вод в процессе отседания не обязательно, но увлажнение основания склона создает условия для более активного протекания процесса. Также дополнительным способствующим фактором выступает давление рыхлого материала, заполняющего трещины, разделяющие блоки породы, и играющего роль клина. Учитывая, что глубина рвов достигает десятком метров, это давление весьма значительно.

Оползни могут наносить существенный ущерб населённым пунктам, сельскохозяйственным угодьям и транспортным коммуникациям. Активное развитие оползней является стихийным бедствием. Трагическим подтверждением тому служат многочисленные примеры. Землетрясение 1920г. в Китае вызвало сейсмогенное разжижение лёссовых отложений, под оползнями, охватившими большие площади склонов, по приблизительным оценкам погибло до 200 тыс. человек. В Дагестане в 1963 г. на склоне реки Мочок блок мергелей, смещающийся по глинам, двигался со скоростью до 250 м/сутки. К концу четвертых суток оползень достиг реки, перегородил глубокое ушелье на протяжении 300 м, а за плотиной свыше 12 м высотой образовалось озеро длиной более 0,5 км. Общий объем сместившихся пород достиг почти 100 млн. м 3 .

Для борьбы с оползнями применяются берегоукрепительные и дренажные сооружения, производится закрепление склонов сваями, насаждением растительности и другие мероприятия. Но наиболее действенной защитой от оползней является их предупреждение.

Оценка территории по интенсивности проявления опасных геологических процессов является одним из видов пространственных прогнозов, так как позволяет предсказать возможность проявления процесса как на всей территории в целом, так и на отдельных ее участках.

Количественная оценка интенсивности проявления оползневых процессов производится при помощи двух показателей: 1) коэффициента площадной пораженности К оп и 2) коэффициента частоты оползней К" оп.

где S оп - площадь, пораженная оползнями, S - площадь участка, n - число оползней на изучаемом участке.

Более полная информация о количественных характеристиках, положенных в основу классификации территорий по категориям опасности природных процессов приведена в СНиП 22–01–95, рекомендуемого для выбора конструктивных и технологических решений строительства и разработки защитных мероприятий.

При крутизне менее угла естественного откоса и сочетании благоприятных факторов на склоне может происходить массовое очень медленное, незаметное на глаз, перемещение обломочного материала. Благоприятными для этих процессов являются наличие скальных и полускальных коренных пород, хотя процесс имеет место и на рыхлых отложениях; минимальные углы наклона склонов составляют 5-10°, оптимальные – 15-25°. Медленно смещающийся вниз по склонам сухой обломочный материал образует щебенисто-глыбовые потоки, получившие название курумы (от якутского «курум» - камень ). Процесс их медленного сползания называют десерпция (от лат. «deserptio» – сползание, опускание ). Причинами десерпции являются изменения объёма обломочной массы, периодически повторяющимися промерзанием-протаиванием (криогенная десерпция ), изменением температуры (термогенная десерпция ) и влажности (гидрогенная десерпция ). При термогенной десерпции частица, расширяясь при нагревании солнцем, как бы поднимается ближе к поверхности и, выведенная из состояния равновесия, успе­вает пройти некоторое расстояние вниз по склону, влекомая силой тяжести. Медленные смещения рыхлого покрова вниз по склону, вызванное периодическим изменением объема, объединяют понятием к рип (от англ. « creep» – ползти ). Для увлажнённых грунтов характерна ещё одна форма медленных смещений - дефлюкция – медленное пластичное смещение или выдавливание слабо увлажнённых масс под почвенно-растительным покровом. Скорость таких смещений составляет до 1 см/год.

О наличии на склоне медленного движения материала можно судить по наличию «слоистости течения», присутствующей на вертикальном разрезе коры выветривания, изгибанию корней растений. Поверхность склонов ровная, специфических черт рельефа на них не отмечается. Но иногда на склонах медленные смещения могут привести к разрыву дернового покрова. Тогда массы движутся уже не в виде медленно сползающего сплошного слоя, а в виде прерывистого сползания отдельных блоков поверхностного слоя и о существовании медленного движения можно судить по наличию микроступенчатости на склоне.

В условиях сильного увлажнения покрывающих склоны рыхлых пород или почв происходит медленное (со скоростью от нескольких см/год до нескольких м/год) перемещение материала вниз по склону в вязкотекучем состоянии – солифлюкция (от лат. «solum» – почва, земля и «fluctio» – истечение ). Такое медленное течение грунтов начинается при уклонах склона 2-3°, наиболее активна на склонах крутизной 8-15°, а при бóльших уклонах иногда переходит в оползневые процессы.

В зоне вечной мерзлоты солифлюкция наиболее активно протекает на склонах преимущественно выше верхней границы леса в период протаивания почв и подстилающих их горных пород; течение грунтов происходит по мерзлой поверхности еще непротаявшего основания, сцементированного льдом. Другими условиями возникновения солифлюции служит влажный тропический климат (тропическая солифлюкция ), в условиях которого вязкопластичное течение переувлажненного грунта связано с обилием влаги и интенсивным химическим выветриванием, поставляющим большое количество пластичного глинистого материала и коллоидных растворов. Скорость движения при солифлюкции очень мала и обычно измеряется сантиметрам, редко - первыми метрами за сезон. Мощность солифлюкционных потоков невелика - обычно 20-60 см. Лишь в нижних частях склона мощность медленно текущей массы может увеличиваться до метра и больше.

В зависимости от скорости перемещения солифлюкция разделяется на медленную и быструю. Более широко распространена медленная солифлюкция , проявляющаяся в вязкопластическом течении на склонах преимущественно крутизной до 15°; процесс медленно сползания может происходить даже на пологих склонах с крутизной всего 2-3°. Преобладающие скорости – от нескольких сантиметров до десятков сантиметров в год. Благодаря относительно равномерному и постоянному течению процесса, склоны медленной солифлюкции не имеют специфических морфологических черт и характеризуются ровной поверхностью. Преобладающие скорости быстрой солифлюкции - от 3 до 10 м в год. Она протекает при увлажнении грунта (при сезонном таянии вечной мерзлоты, обильных осадках и пр.), приводящем его в жидко-текущее состояние. Быстрая солюфлюкция способствует образованию специфических форм рельефа – солифлюкционных террас, валов, гряд и др., часто имеющих в плане языкообразную форму. У подошвы склона, где сгруживается главная масса солифлюкционных отложений, формируются солифлюкционные увалы.

Сильное насыщение грунта водой приводит к образованию плывунов (сплывов ) - насыщенных водой грунтов, способных растекаться и оплывать, и процессов течения грунта - закрытого перемещения плывунных масс вниз по склону под растительным покровом с выходом на поверхность в виде потока грунта внизу склона. При сильном переувлажнении из-за превышения предела текучести происходит нарушение внутренних связей грунта и разрыв дернового покрова. Скорости смещения материала при этом возрастают (достигая нескольких метров в минуту), процесс переходит в образование консистентных оползней течения.

На пологих и слабонаклонённых склонах существенную роль имеют процессы плоскостного смыва рыхлого материала. Во время дождей и таяния снега по поверхности склонов в виде густой сети стекают тонкие струйки воды, смывающие с поверхности склона рыхлые частицы и отлагающие их в виде плащеобразных покровов у основания склонов.

Активность плоскостного смыва определяется следующими факторами: 1) количеством и характером осадков, 2) крутизной склона, 3) свойствами пород, слагающих склон (размер частиц, их рыхлость и пр.) и 4) степенью развития растительного покрова. Поскольку этот процесс проявляется лишь при отсутствии сплошного растительного покрова, препятствующего быстрому развитию линейного размыва, наиболее благоприятные условия достигаются в семиаридных зонах степей и саванн, а также на распаханных землях. В естественных условиях леса и на поверхностях с плотной травянистой дерниной делювиальный смыв не развивается даже на крутых склонах.

Процесс плоскостного смыва приводит к выполаживанию склонов за счёт сноса рыхлого материала с поверхности склона и отложения в его основании. При этом на поверхности склона возникают безрусловые ложбины стока – делли (от нем. «Delle» – углубление, впадина ) – плоскодонные линейно вытянутые ложбины без постоянного водотока, иногда с зачаточным руслом. Делли образуются в результате совместной деятельности талых и дождевых вод и сползания грунта (вследствие оплывания, солифлюкции и других склоновых процессов). Их длина составляет от десятков до 1000 м, ширина до 20 м, глубина до 1 м. В рельефе они выражены нечетко и часто бывают заметны только благодаря изменению характера растительного покрова. Делли являются переходной формой от плоскостного смыва к линейной эрозии.

Сносимый материал залегает в виде шлейфов, выклинивающихся вверх по склону. Мощность отложений невелика - до 10-20 м. При этом в верхней части шлейфа мощность отложений незначительна, к основанию она возрастает и вновь уменьшается к периферии. В строении крупных шлейфов (протяжённость которых может достигать сотен метров – первых километров) отмечается зональность отложений: ближе к склону залегает более грубозернистый материал, по мере удаления от склона – всё более тонкозернистый.

Рассмотрение механизмов накопления обломочного материала в результате развития склоновых процесс позволяет разделить их на две главные группы: 1) процессы, сопровождающиеся перемещением материала под действием силы тяжести и 2) процессы, связанные с перемещением материала в процессе плоскостного смыва. Соответственно, выделены две группы отложений – гравитационная и делювиальная. Классификация отложений приведена в таблице.

Классификация склоновых отложений (по Е.В. Шанцеру)

Примечание: * Делювиальная группа в ряде классификаций относится к флювиальному генетическому ряду.

Все продукты выветривания, смещённые вниз по склону под действием силы тяжести, объединяют термином коллювий (от лат. « colluvio» - скопление, беспорядочная груда ). Коллювий подразделяется на несколько генетических типов. Коллювий обрушения (или дерупций ) представляет собой массы крупнообломочного несортированного, неокатанного, неслоистого материала; обычно это щебень и глыбы (включая крупные глыбы до десятков метров в диаметре), несущие признаки дробления в твердом состоянии. Залегает на относительно небольших по площади участях у основания склонов. С вызываемыми землетрясениями сейсмообвалами, нередко имеющими катастрофический характер, связан сейсмодерупций . Такие накопления распространены практически во всех горных регионах, локализуясь в зонах сейсмоактивных разломов. Вследствие изначального большого энергетического потенциала, сейсмодерупций характеризуется повышенной мощностью, нередко измеряемой сотнями метров, и более дальним перемещением от мест отрыва по сравнению с обычным коллювием обрушения. Состав сейсмодерупция, связанного с крупнейшими сейсмообвалами, дифференцируется на основную массу (матрикс) в виде бесструктурного, местами порошкообразного, мелкозема и включенного в него хаотично распределенного неокатанного обломочного материала различной размерности (от дресвы до крупных глыб), имеющего следы механической и тектонической переработки. Коллювий оползания (или десперсий ) сохраняет признаки, свойственные дерупцию, но отличается от него наличием гравитационной сортировки материала по размеру: вверху осыпи, остается более мелкий, щебневый, материал, а вниз, к подножию, нарастает количество и размер крупных глыб, поскольку, обладаю большей массой (и, соответственно, кинетической энергией) в процессе движения они скатываются дальше мелких. Многократность актов осыпания создает и некоторую слоистость во всем теле осыпи: грубая наклонная гравитационная слоистость, близкая к углам естественного откоса.

Схема развития осыпного склона и строение осыпного шлейфа (по Шанцеру, 1966г). Условные обозначения: А – коренной массив; 1, 2, 3 – последовательность стадии осыпания и накопления осыпи; I – идеальный и II – реальный профили равновесия.

На обломках бывают заметны царапины, возникшие в ходе скольжения по склону. Больше, чем в дерупции, мелкообломочного материала, обычно замытого в конус выноса дождевыми и талыми водами. Оба отмеченных генетических типа характеризуются отсутствием среди обломков пород привнесённого материала; их состав отвечает составу местных пород, слагающих склоны.

Оползневые объединяют термином деляпсий (иногда используется термин коллювий оползания). В зависимости от механизма формирования деляпсий подразделяется на два генетических подтипа: либроделяпсий, образованный оползнями скольжения, и флювиоделяпсий, связанный с оползнями течения. Современный либроделяпский более распространён в горах, где формируется в оползнях скольжения, развивающихся на скальных и полускальных породах. Для него характерно блоковое строение и преимущественно хрупкий тип оползневых деформаций. Иногда такие оползневые накопления в форме глыб и блоков (так называемых олистолитов и олистоплаков) могут смещаться на значительные расстояния от коренных склонов и, в морских условиях, «запечатываться» накапливающимися новым порциями отложений. Такие древние оползни выявляются по присутствию чужеродных по составу и возрасту блоков в составе толщи. Флювиоделяпсий характеризуются наличием пластичных пород, обычно они представлены суглинками, содержащими щебень и мелкие глыбы (отсутствие крупных обломков связано с постоянным разрушением в процессе морозного выветривания). Другой особенностью служит специфичная деформированность, проявленная в широком развитии оползневых складок и полосчатых текстур течения. Флювиоделяпсий связан с оползнями течения, более характерными для равнинных территорий с широко распространенными рыхлыми отложениями. В горных регионах они проявляются локально в местах развития делювия и других по генезису глинистых осадков.

Генетический тип отложений, связанных с процессом медленного массового движения несвязного обломочного материала называют десерпционные отложения (или десерпций). На скальных породах десерпций представлен в основном грубообломочным щебнисто-глыбовым материалом с примесью супесчано-суглинистого мелкозема мощностью до 1-2 м, реже до 35 м. Размеры обломков, их форма существенно зависят от состава коренных пород. В результате процессов суффозии имеет место обогащение приподошвенных слоев десерпция пылеватым материалом. В зависимости от специфики десерпционного процесса в составе десерпция выделяются три генетических подтипа - криогенный, термогенный и гидрогенный.

Криогенный десерпций широко развит в области многолетней мерзлоты на склонах с углами меньше естественного откоса. В горах Сибири эти образования, занимающие от 30 до 50 % поверхности склонов. Характерной особенностью его является льдистость и вертикальная (морозная) дифференциация обломочного материала по крупности, выражающаяся в сосредоточении наиболее крупных обломков глыбовой размерности в верхней части разреза и обогащении мелкоземом нижних слоев. Мощность криодесерпция, лимитируемая глубиной сезонного протаивания, не превышает 1-2м. Переход десерпция в коллювий происходит при увеличении крутизны склонов (более 30-35°), в солифлюксий - при достаточном накоплении мелкозема и повышении влажности. Нередко наблюдается фациальное замещение курумами грубообломочного элювия, связанного с процессами физического выветривания. Термогенный десерпций распространен в семиаридных и аридных областях с резкими амплитудами суточных температур. По составу он довольно однообразен и представлен глыбово-щебнисто-дресвяным материалом с небольшой примесью мелкозема, общей мощностью редко превышающей 2 м. Гидрогенный десерпций в «чистом» виде встречается редко на достаточно увлажненных склонах, где обломочный материал существенно насыщен коллоидами, испытывающими колебания объема при изменении влажности.

Солифлюкционные отложения (или солифлюксий) представлены преимущественно суглинками, супесями, реже глинами с неокатанными неотсортированными по размеру обломками местных коренных пород, количество которых может быть значительным. Отложения характеризуются нередко специфической слоистостью, ориентированной параллельно уклону (возникшей в процессе пластического течения), присутствием текстур течения и смятия. Мощность солифлюксия на склонах не превышает нескольких метров, возрастая в пределах подножных шлейфов до нескольких десятков метров.

Генетический тип отложений, возникающих в результате накопления смытых со склонов дождевыми или талыми водами рыхлых продуктов выветривания, называют делювий (от лат. «deluo» - смываю ). Для делювиальных отложений типичны залегание в виде шлейфов, плохая сортировка материала, наличия неокатанных угловатых обломков пород, пористость, слабо выраженная слоистость (параллельная склону), карбонатность и наличие горизонтов погребенных почв. Основная масса делювия представлена суглинками и супесями; гранулометрический состав его изменяется вниз по склону от щебня до глин (см. рисунок ниже). Часто делювиальные отложения бывают окрашены в различные оттенки серого цвета за счет смываемого верхнего горизонта почвы. Средняя скорость его накопления невелика и составляет десятые доли мм/год.

Схема строения делювиальных покровов у подножий пологих (а) и крутых (б) склонов. Условные обозначения: 1 - песок, 2 - щебень, галька, 3 - супесь, 4 - суглинок, 5 - коренные породы.

Дополнительные материлы

Учебное пособие в формате pdf : Попов Ю.В., Пустовит О.Е. Курс «Общая геология». Учебное пособие к разделу «Континентальные склоновые процессы и отложения» - Москва-Берлин: Директ-Медиа, 2016. 48 с.

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 образованиестенок (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 90°, 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. Так, при обвале в долине реки Мургаб (Западный Памир, 1911) объем обрушившейся породы составил более 2 км 3 , а ее масса - около 7 млрд. т. Если сравнить эту массу с твердым стоком Волги (около 25 млн. т/год), то по масштабам рельефообразующего процесса обвал в долине Мургаба эквивалентен объему материала, вынесенному Волгой за 280 лет. Еще более грандиозные по масштабам обвалы наблю­дались в Альпах. По данным А. Герхарда, объем наиболее круп­ного из них составил около 15 км 3 , а площадь, занятая обваль­ными массами, - 49 км 2 .

Обвалы в горах часто приводят к перегораживанию речных долин и образованию озер. Таково происхождение озера Рица на Кавказе, озера Иссык и Заилийском Алатау, Сарезского - на Па­мире и множества других в любом высокогорном районе мира. 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. Известны случаи, когда обвальные массы продвига­лись по крутым уклонам узких горных долин на расстояние 7- 12 км. При движении вдоль долин каменные потоки значительно изменяют поверхность склонов долин. По данным С. Н. Матвеева, поток скалистых обломков в одной из альпийских долин выра­ботал борозду глубиной 6-10 м при ширине 10-20 м.

Обвалы небольших масс породы, состоящей из обломков раз­мером не более 1 м 3 , называют камнепадами. Обвалы и камнепа­ды вместе с осыпями и лавинами осуществляют едва ли не основную работу по денудации склонов гор. По данным М. И. Ивероновой, скорость денудации в Тянь-Шане только за счет камне­падов составляет 0,17 мм/год.

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 по склону, оказывают механическое воздействие на поверхность скло­на и вырабатывают в нем желоба -осыпные лотки глубиной 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 (рис. 40). 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 разруше­нию породы при замерзании в трещинах. Разрушение усиливается и за счет 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 своем 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 служитповерхностью 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 приурочены к берегам рек, морей, озер. Возникают оползни на крутых склонах, наклон которых равен или превышает 15°. При меньших углах 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 называютдетрузивными в отличие от деляпсивных, свободно соскальзывающих к урезу реки или моря. Морфологические элементы оползня показаны на рис. 41.

Оползни описанного типа встречаются наиболее часто. Их на­зывают блоковыми или структурными. Встречаются и другие виды оползней, например оползни-оплывины.

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 (рис. 41, Б). 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. Этот процесс широко распространен на Среднесибирском плос­когорье, где отседание развивается особенно интенсивно при зале­гании траппов на осадочных породах, способных к пластическим деформациям (глины, мергели, алевролиты). Пластические де­формации пород, подстилающих траппы, способствуют образова­нию в траппах все более и более расширяющихся и углубляющих­ся трещин (рис. 42). Рост трещин приводит к отделению и после­дующему дроблению (в результате обвала) отделившихся блоков. Объемы блоков могут колебаться от десятков до тысяч кубических метров. С отседанием связано распространение «рвов отседания» - глубоких (до 20 м) и широких (до100 м) трещин, идущих параллельно склону. Длина рвов отседания исчисляется сотнями метров. В плане они имеют прямолинейные или ломаные очертания.

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 (рис. 43), языки, фестоны (рис. 44). 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 склонаммедленной 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 формы рельефа, как солифлюкционные валы и гряды, приуроченные к 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 (рис. 45). 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 преимущественно в областях гумидного климата. Смещение пород протекает со скоростью от 0,2 до 1,0 см/год на склонах крутизной от 8-10° (иногда меньше) до 35°. Дефлюкция тесно связана с другими склоновыми процессами, в частности с крипом (англ. creep - ползти, сползать), который возникает под влиянием периодического изменения объема грун­товой массы, вызываемого колебанием температуры (температур­ный крип), попеременным промерзанием и оттаиванием (мерзлот­ный, или криогенный, крип), набуханием и усадкой глинистой, составной части при увлажнении и высыхании (гигрогенный крип), развитием и отмиранием корней растений. Крип, подобно дефлюк­ции, вызывается действием силы тяжести.

Механизм медленного массового перемещения материала вниз; по склону можно рассмотреть на примере температурного крипа. Частица грунта, нагреваясь, расширяется. Находясь на наклонной поверхности, она испытывает действие силы тяжести, которая в этом случае может быть разложена на два вектора - один на­правлен вниз по склону, второй - по нормали к поверхности скло­на. Расширяясь, частица как бы поднимается ближе к поверхности. Выведенная из состояния равновесия, она успевает переместиться на некоторое расстояние вниз по склону. При понижении темпе­ратуры частица опускается, но уже не на то место, с которого она сдвигалась при нагревании. При неоднократном нагревании части­ца, перемещаясь каждый раз на микроскопически малое расстоя­ние, очень медленно сползает вниз по склону. Механизм движения частицы за счет изменения увлажненности в принципе тот же, добавляется только эффект пластичности грунта. Скорость такого медленного смещения коры выветривания (при ее глинистом или суглинистом составе) от 0,2 до 1,0 см/год. Криогенный крип про­исходит за счет изменения объема грунта при его попеременном промерзании и оттаивании. Крип распространен во всех климати­ческих зонах и в грунтах разного гранулометрического состава.

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 (рис. 46), 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 виде медленно сползающего сплошного слоя, а в виде прерывистого сползания отдельных блоков поверхностного слоя, напоминающего в миниатюре оползневой процесс. Эта разновидность дефлюкции называется децерацией. О существовании децерационного движе­ния можно судить по микроступенчатости на склоне. Дерновый покров оказывается разорванным, и на вертикальных гранях сту­пенек обнажаются почва или кора выветривания.

Определенную роль при децерационных процессах играет уве­личение нагрузки на грунт, в частности выпас скота. Следует заметить, что скот не только способствует увеличению децерации, но и появлению рельефа «коровьих троп». Используя горизонталь­ные площадки микроступенек, животные протаптывают тропы. В результате на склоне образуются волнистые микротерраски, тя­нущиеся на десятки и даже сотни метров.

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. При выветривании сланцев образуется щебнистый материал. 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».

Массовое движение грубообломочного материала на склонах широко развито в аридных и семиаридных (semi - полу-, aridus- сухой) областях, где главными действующими факторами, вызы­вающими образование обломков и движение их вниз по склону, являются температурное выветривание, сила тяжести и темпера­турный крип.

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 наносит 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°). Так, на Придеснинском опытно-ов­ражном участке на пашне и на посевах овса и кукурузы при углах наклона 17°, интенсивности осадков 2 мм/мин и общем их количестве 120 мм (один дождь) смыв достиг 47 т/га. Рядом в тех же условиях, но на целинных участках смыва не наблюдалось даже при углах наклона 24°. Неправильная распашка склонов, вырубка леса, неумеренный выпас скота резко увеличивают интен­сивность склоновой денудации.

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.

На дне морей и океанов склоновые процессы имеют свою спе­цифику (см. гл. 20, разд. «Гравитационные подводные процессы»).

Понятие “склон”. Классификация склонов. Как уже упоминалось, рельеф земной поверхности состоит из сочетания склонов и субгоризонтальных поверхностей. Согласно С. С. Воскресенскому, 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, и такие поверхности к склонам не относятся. 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. Соотношение, зависящее от многих факторов, бывает разным. Это является причиной разнообразия склоновых процессов, о чем будет сказано ниже. 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 перемещению, а при благоприятных условиях-к накоплению продуктов выветривания, т. е. к образованию как выработанных, так и аккумулятивных форм рельефа. Склоновая денудация является одним из основных экзогенных факторов формирования рельефа и основным поставщиком материала, из которого образуются потом аллювиальные, ледниковые, морские н другие генетические типы отложений.

Существует тесная взаимосвязь между выветриванием и склоновыми процессами: быстрое удаление со склонов рыхлых продуктов выветривания обнажает «свежую» породу н 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, отмечает С. С. Воскресенский, темп склоновых процессов определяет в конечном счете быстроту денудации.

В последнее время изучению склонов и склоновых процессов уделяется очень большое внимание. Это изучение имеет как научный интерес (позволяет установить генезис и историю развития рельефа), так и огромное практическое значение. Изучение склонов и склоновых процессов особенно важно при прикладных исследованиях, ставящих своей задачей борьбу с эрозией почв, при изысканиях под строительство сооружений на склонах, при поисках месторождений различных полезных ископаемых и т. д.

Особенности формирования склонов находят свое выражение прежде всего в морфологии, т. е. во внешних особенностях склонов: крутизне, длине, форме. По крутизне склоны делят на крутые (а -35°), склоны средней крутизны (а==35-15°), отлогие склоны (а=15-5°), очень отлогие склоны (а==5-2°). Такое деление имеет некоторый генетический смысл и дает возможность судить о характере и интенсивности современных склоновых процессов.

По длине склоны делят на длинные (>500 м), склоны средней длины (500-50 м), короткие склоны (<50 м). Длина склонов обусловливает различную степень увлажнения склоновых отложений, а от степени увлажнения зависит интенсивность хода почти всех склоновых процессов.

По форме профиля склоны могут быть прямыми, выпуклыми, вогнутыми, выпукло-вогнутыми. Поверхность каждого из перечисленных склонов может быть осложнена ступенями, 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.

Наклоненные участки поверхности Земли (склоны) возникают в результате деятельности или 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 колебательных движений земной коры, складчатых или разрывных нарушений. Склоны, связанные с проявлением магматизма, могут быть обусловлены проявлением как интрузивного, так и эффузивного магматизма. С известной долей условности к склонам эндогенного происхождения можно отнести склоны, созданные деятельностью грязевых вулканов (псевдовулканические).

Среди склонов экзогенного происхождения в соответствии с действующими экзогенными факторами могут быть выделены склоны, созданные поверхностными текучими водами (флювиальные склоны), 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, а также вулканического и псевдовулканического происхождения могут быть образованы как за счет выноса, так и за счет накопления материала, и в соответствии с этим подразделяться на склоны, денудационные (выработанные) и аккумулятивные. Денудационные склоны, в свою очередь, можно подразделить на структурные, пространственно совпадающие с падением и простиранием отпрепарированных стойких пластов, и аструктурные склоны, у которых такого совпадения нет.

Склоны, возникающие в результате перечисленных выше процессов, не остаются неизменными, а преобразуются под воздействием целого ряда процессов. Именно эти процессы Ю. Г. Симонов называет склоновыми в отличие от склоноформирующих 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 и др.

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 С. С. Воскресенский выделяет следующие типы склонов.

1. Склоны собственно гравитационные. На таких склонах крутизной 35-40° и более обломки, образующиеся в результате процессов выветривания, самопроизвольно (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, хотя роль гравитации остается значительной. Крутизна таких склонов колеблется от 20 до 40°. К ним относятся оползневые, склоны оползней-сплывов и склоны отседания.

3. Склоны массового смещения чехла рыхлого материала. Характер смещения грунта зависит от его консистенции, обусловленной количеством содержащейся в грунте воды. Массовое смещение материала происходит на склонах разной крутизны: от 40 до 3°. К склонам массового смещения материала относятся солифлюкционные, склоны медленной солифлюкции, дефлюкционные (крип) 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 происходит 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 представляют собой довольно ровные поверхности. часто совпадающие с плоскостями разломов и границами пластов. Они наблюдаются на склонах крутизной 30-40°. Ниши формируются на более крутых склонах. Крутизна их стенок достигает 90°, иногда ниши ограничены нависающими карнизами. Четко выраженные ниши напоминают по внешнему виду огромные цирковидные чаши.

Аккумулятивная часть обвального склона обладает беспорядочным холмистым рельефом с высотой холмов от нескольких метров до 30 м, реже больше. Сложена она 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. Так, при обвале в долине реки Мургаб (Западный Памир, 1911) объем обрушившейся породы составил более 2 км3, а ее масса-около 7 млрд. т. Если сравнить эту массу с твердым стоком Волги (около 25 млн. т/год), то по масштабам рельефообразующего процесса обвал в долине Мургаба эквивалентен объему материала, вынесенному Волгой за 280 лет. Еще более грандиозные по масштабам обвалы имели место в Альпах. По данным А. Герхарда, объем наиболее крупного из них около 15 км3, а площадь занятая обвальными массами, 49 км2.

Обвалы в горах часто приводят к перегораживанию речных долин и образованию озер. Таково происхождение озера Рица на Кавказе, озера Иссык в Заилийском Алатау, Сарезского-на Памире и множества других в любом высокогорном районе мира.
Крупные обвальные массы распадаются на множество обломков разной величины и движутся вниз по склону к его подошве, где и откладываются или по инерции продолжают двигаться по дну долины. Известны случаи, когда обвальные массы продвигались по крутым уклонам узких горных долин на расстояние 7-12 км. При движении вдоль долин каменные потоки производят значительную работу по изменению поверхности склонов долин. По данным С. Н. Матвеева, поток скалистых обломков в одной из альпийских долин выработал борозду глубиной шесть - десять метров при ширине 10- 20 м.

Обвалы небольших масс породы, состоящей из обломков размером не более 1 м3 называют камнепадами. Следует заметить, что 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, дреева, перемещаясь вниз по склону, оказывают механическое воздействие на поверхность склона и вырабатывают в нем желоб-осыпной лоток глубиной 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 слипаться друг с другом, к ним примешивается грубообломочный обвальный материал, и в конце концов у подножья склона образуется сплошной шлейф из крупных и мелких обломков породы. Формируются отложения, которые называют коллювиальными или просто коллювием. 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 подножие осыпей.

В возникновении обвалов н осыпей скрытое участие принимает вода. Дождевые и талые воды разрабатывают трещины, по которым происходит срыв обвально-осыпных масс, а также способствуют разрушению породы при замерзании в трещинах. Разрушение усиливается и за счет изменения объема породы при смене увлажнения и высыхания. Образуются обломки разной формы и величины, которые смещаются вниз по крутому склону преимущественно под действием силы тяжести.

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 своем движении «потоки» нередко можно видеть в нижних частях и у подножья склонов сразу после ливня. В этом процессе примерно равное участие принимают силы гравитации и текущей воды.

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 лавины.

Осовами называют соскользнувший широким фронтом снег (вне строго фиксированных русел). При осовах в движение вовлекается слой снега толщиной 30-40 см. Геоморфологическая роль такого типа лавин незначительная. 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. Лавиносборными понижениями часто служат отмершие 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 конуса выноса состоят из несортированного обломочного материала н включения 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 наблюдается 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 10-15 см до 2-5 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 лавин.

Рельефообразующая роль лавин зависит от их размеров и частоты схода. Размер и частота схода, в свою очередь, связаны с размером лавииосборных понижений, длиной и крутизной склонов, количеством выпадающих осадков, а также погодными условиями 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, когда 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 может частично дробиться, превращаться в бесструктурную массу. Скопление оползневых масс у подножья склонов называется 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 слабосцементированных пород), так и на равнинах, где они приурочены к берегам рек, морен, озер. Возникают оползни на крутых склонах, наклеен которых равен или превышает 15^. При меньших углах оползни образуются редко.

При оползаннн формируется определенный комплекс форм рельефа: оползневой цирк, ограниченный стенкой срыва оползня (оползневым уступом), оползневой блок, характеризующийся в большинстве случаев заирокинутостью верхней площади (оползневои террасы) в сторону оползневого склона и крутым устучо.ч, обращенным в сторону реки, моря или озера по направлению движения оползня. В некоторых случаях в результате деформации поверхностных слоев породы движущимся оползнем возникает напорный оползневой вал. Такие оползни называют детрузивными в отличие от деляпсивных, свободно соскальзывающих к урезу реки или моря. Морфологические элементы оползня показаны на рис. 40.

Оползни описанного типа встречаются наиболее часто. Их называют блоковыми или структурными. Кроме них встречаются и другие виды оползней, например, оползни-сплывы.

Оползни-сплывы- мелкие формы оползневых деформаций, возникающие на склонах средней крутизны (15-30°). Они образуются за счет сплыва рыхлого материала по поверхности скальных пород или мерзлых грунтов и захватывают толщу мощностью от 2 до 5м. В результате на склоне образуются линейновытянутые полосы, глубина которых соответствует мощности оползшего слоя, а у подножья склона нагромождаются массы сплывшего материала с беспорядочной бугристой поверхностью.

С. С. Воскресенский выделяет еще оползни-оплывины, представляющие собой мелкие блоковые 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.

Для выявления оползневых склонов исключительно важное значение имеет изучение морфологии склонов. Свидетелями развития на склоне оползневых процессов служит появление беспорядочной бугристости на поверхности и в основании склона, наличие террасовидных площадок, запрокинутых в сторону берега, свежих стенок отрыва, 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 пли 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. Этот процесс широко распространен на Среднесибирском плоскогорье, где явление отседания развивается особенно интенсивно в случае залегания траппов на осадочных породах, способных к пластическим деформациям (глины, мергели, алевролиты). Благодаря пластическим деформациям пород, подстилающих траппы, последние разбиваются трещинами, все более и более расширяющимися и углубляющимися. Это приводит к отделению и последующему дроблению (в результате обвала) отделившихся блоков, объемы которых могут колебаться от десятков до тысяч кубических метров. С явлением отседания связано распространение «рвов отседания»- глубоких (до 20 м) и широких (до 100 м) трещин, идущих параллельно склону. Длина рвов отседания исчисляется сотнями метров. В плане они прямолинейны или имеют ломаные очертания.

В суглинках с четко выраженной вертикальной отдельностью блоки отседания часто соскальзывают вниз, не опрокидываются, а прислоняются к «материнскому» склону. Такие формы отседання получили название «осовов».

Солифлюкционные склоны. В странах с сезонным промерзанием поверхностного грунта п особенно в областях с вечной мерзлотой распространенным типом склоновых процессов является солифлюкция. Грунт насыщается влагой за счет таяния содержащегося в нем льда. Консистенция грунта становится жидко-текучей, т. е. он приобретает способность растекаться тонким слоем. Скорость солифлюкционного движения измеряется миллиметрами и даже сантиметрами в секунду. Преобладающие скорости от 3 до 10 м в год. Такую солифлюкцию называют быстрой в отличие от медленной солифлюкции, о которой речь пойдет ниже. Мощность солифлюкционных 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: образуются натечные солпфлюкционныс терраски в виде языков. Ширина языков-террасок может достигать нескольких десятков метров. В высоких широтах солифлюкция служит одним из основных поставщиков материала с междуречий 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 массы песчано-глинистого материала, 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 пользуются довольно широким распространением. Процессы медленной солифлюкции могут происходить даже на отлогих 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 десятков сантиметров до 2 м в год.

Благодаря относительно равномерному и постоянному течению процесса, склоны медленной солифлюкции не имеют специфических морфологических черт и характеризуются ровной поверхностью.

Процессы медленной солифлюкции довольно широко распространены 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 значительное количество коллоидных растворов, связанных с пышным развитием растительного покрова.

Как разновидность склонов медленной солифлюкции можно рассматривать курумы. Курумы- поверхности, образованные скоплением глыб размером от десятка сантиметров до 3 м в поперечнике с незаполненными мелкоземом межглыбовыми полостями. Курумы довольно широко распространены в горных районах и на плоскогорьях, в строении которых участвуют скальные породы. С. С. Воскресенский делит курумы на курумы-осыпи, возникшие как осыпь и живущие потом как курумы, и «настоящие» курумы, питающиеся снизу за счет разрушения подстилающих пород. Курумы встречаются и на крутых (20-30°) и на слабонаклонеиных или даже горизонтальных поверхностях вершин и горных седловин. Границы курумов с соседними задернованными склонами довольно четки, особенно верхняя (по склону). Поверхность курумов неровная. Колебания ее относительных высот зависят от величины обломков и характера их залегания. Заглубление верхней части курума по отношению к поверхности задернованного склона и выступание над его поверхностью нижней части курума свидетельствует о том, что смещение материала вниз по склону на куруме совершается быстрее, чем на соседнем задернованном склоне. Текстурные особенности курумовых отложений свидетельствуют о том, что материал в них движется не только вниз по склону, но и по нормали к нему, следствием чего является неплотная упаковка глыб и миграция крупных глыб к поверхности курума.

Линейновытянутые 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».

Дефлюкционные склоны. На многих склонах, имеющих сомкнутый растительный покров, нет ни осыпного, ни делювиального сноса, но тем не менее происходит, хотя и медленное, но постоянное, или, как говорят, вековое перемещение коры выветривания. Механизм этого перемещения связан, главным образом, с колебаниями температуры и влажности. Частица грунта, нагреваясь, расширяется. Находясь на наклонной поверхности, она испытывает действие силы тяжести, которая в этом случае может быть разложена на два вектора-один направлен но склону, другой-по нормали от поверхности склона. Расширяясь, частица как бы поднимается ближе к поверхности и, выведенная из состояния равновесия, успевает пройти некоторое расстояние вниз по склону. При понижении температуры частица опускается, но уже не на то место, с которого она сдвинулась при нагревании. Так проходя каждый раз микроскопически малые расстояния, частица очень медленно сползает вниз по склону. То же происходит со всеми окружающими ее частицами грунта. Механизм движения частицы за счет изменении увлажненности в принципе тот же, добавляется эффект пластичности грунта. Перемещение грунта вниз по склону происходит также за счет изменения его объема при переменном промерзании и оттаивании. Такое медленное смещение коры выветривания (при ее глинистом или суглинистом составе) может протекать со скоростью от 0,2 до 1,0 см в год. Этот вид движения получил название дефлюкции, или крипа . О существовании этого вида движения 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 вниз по склону корней растений, и некоторым другим. Дефлюкционные процессы протекают на склонах крутизной 10-35°.

Подобно склонам медленной солифлюкции, дефлюкциоииые склоны характеризуются ровной поверхностью и специфических морфологических черт рельефа не имеют. Поэтому задернованные или занятые лесом дефлюкционные склоны с первого взгляда могут показаться «мертвыми», неразвивающимися.

Если скорость движения превышает указанные выше пределы (что может произойти при высокой степени увлажнения поверхностных слоев грунта), дсфлюкционное смещение может привести к разрыву дернового покрова. Тогда массы движутся уже не в виде медленно сползающего сплошного слоя, а в виде прерывистого сползания отдельных блоков поверхностного слоя, т. е. оно напоминает в миниатюре оползневой процесс. Эта разновидность дефлюкции называется децерацией. О существовании децерационного движения можно судить по наличию микроступенчатости на склоне. Дерновый покров оказывается разорванным, и на вертикальных гранях ступенек обнажаются почва или кора выветривания.

Определенную роль при децерационных процессах играет увеличение нагрузки на грунт, в частности выпас скота. Следует заметить, что скот не только способствует увеличению децерации, но и появлению рельефа «коровьих троп». Используя горизонтальные площадки микроступенек, животные протаптывают тропы. В результате на склоне образуются волнистые мпкротерраски, тянущиеся на десятки и даже сотни метров.

Делювиальные склоны. Делювиальными называют 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 склонив. 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 . 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 (перегнойный), наиболее плодородный горизонт почвы, который и придает сероватую окраску отложениям. Уничтожением верхнего слоя почвы делювиальный смыв наносит большой вред.

Интенсивность делювиального смыва зависит от целого ряда факторов: от крутизны, длины склона и состава слагающих его пород, характера 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 естественных условиях леса и на поверхностях с плотной травянистой дерниной делювиальный смыв гасится полностью даже на крутых склонах. Делювиальный смыв идет очень интенсивно на пашнях даже при очень малых углах наклона (2-3°). Так, на Придеснинском опытно-овражном участке на пашне и на посевах овса и кукурузы при углах наклона 17°, интенсивности осадков 2 мм/мин и общем их количестве 120 мм (один дождь) смыв достиг огромной величины- 47 т/га. Рядом в тех же условиях на целинных участках смыва не наблюдалось даже при углах наклона 24°. Неправильная распашка склонов, вырубка леса, неумеренный выпас скота резко увеличивают интенсивность склоновой денудации.

Равномерный плоскостной смыв может происходить лишь на ровных склонах. Таких «идеальных» условий в природе нет. На поверхности склонов всегда есть какие-то 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 солифлюкционные потоки «приспосабливаются» к имеющимся на склоне понижениям, и на дефлюкционных склонах, где линейность движения выражается в форме безрусельных ложбин-деллей. Делли- неглубокие (0,25-0,5 м) понижения, расстояния между которыми колеблются от 20 до 60м. 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 дефлюкционных склонах крутизной от 10 до 25°.

Зональность и взаимоотношение склоновых процессов. На склонах большой протяженности или значительной относительной высоты нередко удается наблюдать одновременно многие из описанных выше склоновых процессов, причем в их приуроченности к тем или иным участкам склона отмечается определенная закономерность-вертикальная зональность. Представим себе, например, склоны асимметричной куэстовой гряды. В верхней части пологого структурного склона в условиях разреженного растительного покрова доминирующим будет процесс делювиального смыва. Накопление делювиального материала осуществляется в нижней части склона. Если поступление делювия протекает с небольшой скоростью, на делювиальном шлейфе формируется почвенный покров. Здесь в условиях повышенной увлажненности будет происходить медленное дефлюкционное смещение накопившегося рыхлого материала вместе с сформировавшейся на его поверхности почвой.

На крутом склоне куэсты также будет прослеживаться четкая вертикальная зональность склоновых процессов. Верхняя обрывистая часть склона-это зона обвально-осыпных процессов, поддерживающих вертикальность стенки срыва. Ниже располагается зона накопления обвально-осыпного материала. На «живых», не закрепленных растительностью осыпях материал осыпей смещается дефлюкцией, делювиальным смывом и микроселями. Причем в верхней части осыпи четко выражен плоскостной или мелкоструйчатый смыв, который в нижней части сменяется бороздчатым. Если поверхность осыпного шлейфа задернована, развивается дефлюкционный процесс.

Характер и интенсивность описанных выше процессов меняется не только в пространстве, но и во времени. Так, летом при отсутствии дождей делювиальные процессы прекращаются совсем, а скорость дефлюкционного перемещения склоновых отложений резко уменьшается вследствие их сухости. При ливневых дождях или интенсивном весеннем снеготаянии резко возрастает роль делювиального смыва, увеличивается скорость дефлюкционного перемещения склоновых отложений. При значительном насыщении материала осыпей влагой (при затяжных дождях или весеннем снеготаянии) к делювиально-дефлюкционным процессам, обычным для этих частей склонов, могут прибавиться оползни, сплывы и децерационные процессы.

Как уже отмечалось, проявление склоновых процессов зависит от ряда условий, главными из которых являются: уклоны первичных склонов, мощность и механический состав склоновых отложений, режим их увлажнения. Анализируя течение склоновых процессов в различной природной обстановке, можно видеть, что часть условий определяется региональными особенностями процессов выветривания, характером и режимом выпадения осадков, испарения и т. и. Эта часть условий хорошо коррелируется с ландшафтными особенностями того или иного региона. Другая часть условий от ландшафтных особенностей не зависит и проявляется почти одинаково и в условиях тундры, и в умеренной зоне, и в условиях пустыни. Склоновые процессы, обусловленные второй группой причин, являются как бы интразональными. В любой из природных зон они локальны н занимают малые площади. К ним в первую очередь относятся обвальные и осыпные процессы, а также процессы отседания блоков и блоковое оползания, т. е. процессы, происходящие на склонах, угол наклона которых больше угла естественного откоса, колеблющегося от 30 до 45°. Эти процессы Ю. Г. Симонов называет локальными. Процессы делювиального смыва, медленного сползания масс (дефлюкция), солифлюкции тесно связаны с региональными ландшафтными условиями. Такие процессы Ю. Г. Симонов называет региональными склоновыми процессами.

Еще более сложное взаимодействие между склоновыми процессами, смена одних процессов другими наблюдается при изменении физико-географических условий того или иного региона, а также в результате эволюции самих склонов, главным образом в результате изменения их крутизны. Вся эта сложная картина взаимоотношения склоновых процессов во времени и пространстве может быть восстановлена только на основании тщательного изучения склоновых отложений.

Возраст склонов. Подобно определению возраста рельефа, определение возраста склонов представляет большие затруднения. Обусловлено это тем, что на любом первично возникшем склоне постоянно идут те или иные склоновые процессы, меняющие облик склона. Поэтому, когда мы говорим о возрасте склона, речь идет о времени действия того агента, который создал основные морфологические особенности первичного склона. Для склонов эндогенного происхождения это время проявления того или иного типа тектонических движений или магматизма, для экзогенных-время действия одного из экзогенных агентов. Проще решается вопрос о возрасте склонов аккумулятивных форм рельефа. Определив тем или иным путем возраст осадков, слагающих аккумулятивную форму, решается вопрос о возрасте ее склонов. Труднее обстоит дело с определением возраста денудационных склонов. Не вдаваясь в детали этой сложной проблемы, отметим, что в ряде случаев возраст денудационных склонов может быть определен или по возрасту коррелятных (склоновых) отложений, если таковые сохранились, или по соотношению форм рельефа, возраст которых известен. Так, например, склоны речных долин Подмосковья сформировались после таяния московского ледника, так как долины врезаны в поверхность междуречий, сложенных ледниковыми отложениями московского возраста. Более точно определить возраст склонов долин нельзя, если они опираются на пойму, формирование которой происходит и в настоящее время. При наличии в долине реки террас возраст разных участков ее склонов может быть уточнен. Так, если в долине имеется надпойменная терраса позднечетвертичного (валдайского) возраста, то склон долины, опирающийся на ее поверхность, имеет средне- и позднечетвертпчный (московско-валдайский) возраст, а склон от поверхности террасы к пойме -позднечетвертично-голоценовый (послевалдайский) возраст.