Понятие «склон». Классификация склонов.

Как уже упоминалось, рельеф земной поверхности состоит из сочетания

субгоризонтальных поверхностей и склонов. К склонам относят такие

поверхности, на которых в перемещении вещества определяющую роль играет составляющая силы тяжести, ориентированная вниз по склону. При углах наклона 1—2° составляющая ускорения силы тяжести, стремящаяся сместить частицы вниз по склону, еще очень мала. Такие поверхности к склонам чаще всего не относят. Но даже без них на долю склонов приходится более 80% всей поверхности суши. Уже этим определяется важность изучения генезиса склонов и происходящих на них процессов.

Особенности формирования склонов отражаются, прежде всего, в морфологии, т.е. во внешних особенностях склонов: крутизне, длине, форме профиля. По крутизне склоны делят на: очень крутые (ос > 35°), крутые (а = 15—35°), склоны средней крутизны (а = 8—15°), пологие (а = 4—8°), очень пологие (а = 2—4°). Такое деление имеет некоторый генетический смысл, дает возможность судить о характере и интенсивности процессов, происходящих на склонах,о возможных путях использования склонов в хозяйственной деятельности.

По длине склоны делят на: длинные (/> 500 м), средней длины (/= 50—500 м), короткие склоны (/< 50 м). Длиной склонов определяется количество влаги, попадающей на них во время дождей и весеннего снеготаяния, и как следствие — различная степень увлажнения склоновых отложений, а от степени увлажнения зависит интенсивность хода почти всех склоновых процессов. По форме профиля склоны могут быть прямыми, выпуклыми,

вогнутыми, ступенчатыми (рис. 45). Поверхность каждого из перечисленных склонов может быть осложнена повышениями и понижениями неправильных очертаний и т.д. Форма профиля склонов несет особенно большую информацию о процессах, происходящих на них, а иногда дает возможность судить о характере взаимодействия эндогенных и экзогенных сил.

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.

Осиплые 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 слоны.

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.

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-оплывин способствуют также крутизна склона A5° и больше) и залегание 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).

Оползневые склоны.

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, приложение 10). Рост трещин приводит к отделению и

последующему дроблению (в результате обвала) отделившихся блоков.

Объемы блоков колеблются от десятков до тысяч кубических метров. С отседанием связано распространение "рвов отседания" — глубоких (до 20 м) и широких (до 100 м) трещин, параллельных 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.