Склоновые процессы и рельеф склонов

Рассмотрим более подробно некоторые процессы, происходящие на склонах, и их морфологические результаты.

Обвальные склоны. Обвалом называется процесс отрыва от ос­новной массы горной породы крупных глыб и последующего их перемещения вниз по склону. Образованию обвала предшествует возникновение трещины или системы трещин, по которым затем происходят отрыв и обрушение блока породы. Морфологическим результатом обвалов является образование стенок (плоскостей) срыва и ниш в верхних частях склонов и накопление продуктов обрушения у их подножий.

Стенки срыва — довольно ровные поверхности, часто совпадаю­щие с плоскостями разломов и границами пластов. Они наблюда­ются на склонах крутизной 35—40° и более. Ниши формируются на более крутых склонах. Крутизна их стенок достигает 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. Высота холмов зависит от размера обломков.

Обвалы наблюдаются как в горах, так и на равнинах. Наиболее грандиозны обвалы в горах. Так, при обвале в долине р. Мургаб (Западный Памир, 1911 г.) 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 наблюдались в Альпах. По данным А. Герхарда, объем наиболее крупного из них составил около 15 км³, а площадь, занятая обвальными массами, 49 км².

Обвалы в горах часто приводят к перегораживанию речных до­лин и образованию озер. Таково происхождение оз. Рица на Кав­казе, оз. Иссык в 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 под­ножия 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 м³, 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 и 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. 46, приложения 3, 4). Иногда рельеф денудационной части осыпных склонов оказывается очень сложным, образован­ным системой башен, колонн и др.

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 результате у подножия склона образуется сплошной шлейф из крупных и мелких обломков породы. Формируются от­ложения, называемые коллювиальными, или просто коллювием (colluvio — скопление, беспорядочная груда). 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 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 подножия 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 лавины осовы и лотковые.

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 незначительна. Лишь иногда у подножия склонов формируются небольшие гряды, состоящие из материала, захваченного особом 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. Лави-носборными понижениями служат отмершие ледниковые кары или эрозионно-денудационные водосборные воронки.

Лавинные лотки — это крутостенные врезы с отшлифованны­ми склонами, обычно лишенными растительности. В поперечном сечении у них часто бывает корытообразная форма. 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 др.

Конусы выноса лавин состоят из снега, перемешанного с обло­мочным материалом, вытаивающим из него и скапливающимся из года в год у основания лавинных лотков. Он 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 др. Поверхность лавинных конусов выноса из-за неравномерного содержания обломочного материала в снежной массе лавины неровная, бугристая (рис. 47).

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 при расчистке дорог. 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.

Выделяют еще так называемые прыгающие лавины, к которым относят лотковые лавины, характеризующиеся в продольном про­филе наличием отвесных участков. Морфологические признаки прыгающих лавин мало отличаются от лотковых.

Рельефообразующая роль лавин определяется их размером и частотой схода. Размер и частота схода, в свою очередь, зависят от размера лавиносборных понижений, длины и крутизны скло­нов, количества выпадающих осадков, а также погодных условий в момент схода лавин. Сухой и мокрый снег лавин по-разному воздействуют на подстилающее ложе.

Оползневые склоны. В отличие от рассмотренных выше про­цессов при оползании происходит перемещение монолитного блока породы. Процессы оползания всегда гидрогеологически обусловлены. Они возникают в случае, если водопроницаемые породы подстилаются горизонтом водоупорных пород, чаще все­го глин. Образованию оползней особенно благоприятствует такое залегание пород, при котором падение кровли водоупорных по­род совпадает с направлением уклона поверхности. Водоупорный горизонт при этом служит поверхностью скольжения, по которой более или менее значительный блок породы соскальзывает вниз по склону. При оползании порода частично дробится, превраща­ется в бесструктурную массу. Скопления оползневых масс у под­ножия 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 площадки (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. Морфологические элементы оползня показаны на рис. 48.

Оползни описанного типа встречаются наиболее часто, их на­зывают блоковыми. Встречаются и другие виды оползней. Напри­мер, оползни-оплывины — мелкие оползни, захватывающие толщу 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-оплы-вин способствуют также крутизна склона (15° и больше) и залегание

Рис. 48. Схема поперечного профиля оползневого склона:

1. — первоначальное положение склона;

2. — ненарушенные слои; 3 — оползне­вой блок; 4 — поверхность скольжения; 5 — площадка оползневой террасы; 6 — стенка срыва оползневого тела; 7 — на­порный оползневой вал; 8 — урез реки

водоносного горизонта в основании рыхлой толщи. В результа­те оползней-оплывин у подножия склона накапливаются массы оплывшего материала со сложным бугристым микрорельефом.

Для выявления оползневых склонов важное значение имеет изучение морфологии склонов. Свидетелями развития на склоне оползневых процессов служат появление "беспорядочного" буг­ристо-волнистого рельефа 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. 49, приложения 8,9). 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. Характерным внешним признаком оползневых склонов является развитие на них так называемого "пьяного леса", когда стволы деревьев вследствие движения грунта оказываются наклоненными в разные стороны (рис. 50).

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, алевриты). Пластические дефор­мации пород, подстилающих траппы, способствуют образованию в траппах (вблизи уступов речных, морских или озерных склонов) все более расширяющихся и углубляющихся трещин (рис. 51,

| Рис 50. "Пьяный лес" и расщепленное I дерево на оползневом склоне р. Москвы

2 Шз

ML