border=0


border=0

Svahy, svahové procesy a topografia svahu

Pojem „sklon“. Klasifikácia zjazdoviek. Ako už bolo spomenuté, reliéf zemského povrchu pozostáva z kombinácie svahov a subhorizontálnych plôch. Podľa S. S. Voskresensky by svahy mali obsahovať také povrchy, na ktorých hraje pri pohybe hmoty rozhodujúcu úlohu gravitačná zložka, ktorá je orientovaná dolu svahom. Pri uhloch sklonu 1–2 ° je zložka zrýchlenia gravitácie, ktoré má tendenciu posúvať častice po svahu, stále veľmi malá a takéto povrchy nepatria do svahov. Ale aj bez nich tvoria zjazdovky viac ako 80% celej zemskej plochy. Toto samo osebe určuje dôležitosť skúmania genézy svahov a procesov, ktoré sa na nich vyskytujú.

Gravitačná sila na svahoch je v protiklade so súdržnými silami častíc voľných hornín medzi sebou as podložím nepodstatného zvetrávania. Pomer gravitačnej zložky k adhézii určuje priebeh procesov vyskytujúcich sa na svahoch. Tento pomer sa líši v závislosti od mnohých faktorov. Toto je dôvod rozmanitosti svahových procesov, o ktorých sa bude diskutovať nižšie. Pohyb hmoty na svahoch sa môže posudzovať na základe priamych pozorovaní v teréne av prípade nízkych rýchlostí týchto procesov na základe skúmania morfológie svahov a štruktúry ložísk svahu.

Procesy prebiehajúce na svahoch vedú k posunu a za priaznivých podmienok k akumulácii produktov zvetrávania, t. J. K tvorbe vyvinutých aj akumulačných foriem reliéfu. Denudácia svahu je jedným z hlavných exogénnych faktorov pri formovaní reliéfu a hlavným dodávateľom materiálu, z ktorého sa tvoria aluviálne, ľadové, morské a iné genetické typy ložísk.

Medzi poveternostnými a svahovými procesmi existuje úzka súvislosť: rýchle odstránenie sypkých produktov zo svahov vystavuje „čerstvú“ horninu, a tým prispieva k zvýšenému zvetrávaniu. Naopak pomalá denudácia svahov vedie naopak k hromadeniu produktov zvetrávania, čo komplikuje ďalšie zvetrávanie podložia, ale prispieva k zintenzívneniu svahových procesov. Preto poznamenáva S. S. Voskresensky, rýchlosť svahových procesov nakoniec určuje rýchlosť denudácie.

Nedávno sa veľká pozornosť venovala štúdiu svahov a svahových procesov. Táto štúdia má vedecký význam (umožňuje vám zistiť genézu a históriu vývoja reliéfu) a má veľký praktický význam. Štúdium svahov a svahových procesov je obzvlášť dôležité v aplikovanom výskume, ktorého cieľom je bojovať proti erózii pôdy, pri prieskumoch výstavby stavieb na svahoch, pri hľadaní ložísk rôznych minerálov atď.

Znaky tvorby svahov nachádzajú svoj výraz predovšetkým v morfológii, t. J. Vo vonkajších znakoch svahov: strmosť, dĺžka, tvar. Strmosť svahov sa delí na strmé (a -35 °), svahy strednej strmosti (a = 35-15 °), ploché svahy (a = 15-5 °), veľmi ploché svahy (a == 5-2 °). Takéto rozdelenie má nejaký genetický význam a umožňuje posúdiť povahu a intenzitu moderných svahových procesov.

Dĺžka zjazdoviek je rozdelená na dlhé (> 500 m), stredne veľké (500 - 50 m), krátke (<50 m). Dĺžka svahov určuje iný stupeň zvlhčovania depozitov svahu a intenzita priebehu takmer všetkých svahových procesov závisí od stupňa navlhčenia.

Podľa tvaru profilu môžu byť svahy rovné, konvexné, konkávne, konvexne konkávne. Povrch každého z uvedených svahov môže byť komplikovaný postupnými, zväčšujúcimi sa a zmenšujúcimi sa nepravidelnými tvarmi atď. Tvar profilu svahov nesie obzvlášť veľké informácie o procesoch, ktoré sa na nich vyskytujú, a niekedy umožňuje posúdiť povahu interakcie endogénnych a exogénnych síl.

Sklonené úseky zemského povrchu (svahy) vznikajú v dôsledku aktivity endogénnych alebo exogénnych síl. Podľa toho môžu byť všetky svahy rozdelené na svahy endogénneho a exogénneho pôvodu.

Svahy endogénneho pôvodu sa môžu vytvárať v dôsledku tektonických pohybov zemskej kôry, magmatizmu a zemetrasenia. Sklon tektonickej genézy sa môže vyskytnúť ako dôsledok oscilačných pohybov zemskej kôry, zložených alebo prerušovaných porúch. Svahy spojené s prejavom magmatizmu môžu byť dôsledkom prejavu rušivého aj efuzívneho magmatizmu. S určitým stupňom konvenčnosti možno svahy vytvorené činnosťou bahenných sopiek (pseudovulkanické) pripísať svahom endogénneho pôvodu.

Spomedzi exogénnych svahov je možné v súlade s existujúcimi exogénnymi faktormi rozlišovať svahy vytvorené povrchovými tekutinami (fluviálne svahy), aktivitu jazier, morí, ľadovcov, procesy vetra, podzemnej vody a permafrostu. Do tejto skupiny by sa mali zaradiť aj svahy tvorené organizmami (koralové útesy), ako aj svahy spôsobené ľudskou činnosťou. Svahy sa často môžu vytvoriť kombinovanou aktivitou dvoch alebo viacerých exogénnych činidiel.

Svahy exogénneho, ako aj sopečného a pseudo-sopečného pôvodu sa môžu vytvárať ako dôsledok odstránenia, tak aj akumulácie materiálu, a preto sa delia na svahy, denudácie (spracované) a akumulačné. Denudačné svahy sa zase dajú rozdeliť na štrukturálne, priestorovo sa zhodujúce s pádom a úderom pripravených odolných útvarov a štruktúrne svahy, ktoré nemajú takúto zhodu.

Sklony, ktoré vznikajú v dôsledku vyššie uvedených procesov, nezostávajú nezmenené, ale sú transformované pod vplyvom mnohých procesov. To sú tieto procesy, ktoré Yu G. Simonov nazýva sklon, na rozdiel od procesov formovania svahu, v dôsledku čoho sa tvoria počiatočné (primárne) naklonené povrchy. Tieto procesy sú svojou povahou úzko prepojené. Už na začiatku formácie sú šikmé povrchy vystavené rôznym svahovým procesom, takže morfologický vzhľad drvivej väčšiny svahov je výsledkom kombinovaného vplyvu svahových procesov a svahových procesov. Len v niektorých prípadoch sú procesy tvorby a premeny svahov v čase prerušené. Príkladom tohto druhu môže byť vznik rímsy počas zemetrasenia a jej následná transformácia svahovými procesmi atď.

V závislosti od morfologických vlastností svahov, zloženia a hrúbky sypkých ložísk na svahoch, ako aj od konkrétnych fyzikálnych a geografických podmienok sú svahové procesy veľmi rozdielne. Podľa vlastností svahových procesov S. S. Voskresensky rozlišuje nasledujúce typy svahov.

1. Zjazdovky sú skutočne gravitačné. Na takýchto svahoch so strmosťou 35 - 40 ° alebo viac sa úlomky, ktoré sa vytvorili v dôsledku poveternostných procesov spontánne (vplyvom gravitácie), valia na úpätie svahov. Patria sem zosuvy pôdy, taly a lavínové svahy.

2. Svahy pohybov blokov. Tvoria sa, keď sa posúvajú po svahu skalných blokov rôznych veľkostí. Posúvanie blokov je veľmi uľahčované podzemnou vodou, hoci úloha gravitácie zostáva významná. Strmosť takýchto svahov sa pohybuje od 20 do 40 °. Patria medzi ne zosuvy pôdy, svahy zosuvov pôdy a splavy sedimentácie.

3. Svahy hromadného posunutia krytu sypkého materiálu. Povaha vytesnenia pôdy závisí od jej konzistencie v dôsledku množstva vody obsiahnutej v pôde. K hromadnému posunu materiálu dochádza na svahoch s rôznou strmosťou: od 40 do 3 °. Medzi svahy hromadného premiestňovania materiálu patrí soliflukcia, svahy pomalého soliflukcie, defluction (creep) atď.
4. Zjazdovky sú deluviálne (rovinné preplachovanie). Deluviálne procesy závisia od mnohých faktorov a predovšetkým od stavu povrchu svahov. Sú pozorované na strmých aj veľmi miernych svahoch (2 - 3 °).

Spádové procesy a topografia svahu. Pozrime sa podrobnejšie na niektoré procesy prebiehajúce na svahoch a ich morfologické výsledky.

Skalnaté svahy. Zosuv pôdy je proces oddelenia veľkých blokov od väčšiny hornín a ich následný pohyb po svahu. Vytvoreniu kolapsu predchádza výskyt prasklín alebo systému prasklín, pozdĺž ktorého potom dochádza k separácii a kolapsu skalného bloku. Morfologickým dôsledkom zosuvov pôdy je vytváranie stien (rovín) rozpadu a výklenkov v horných častiach svahov a hromadenie produktov kolapsu na nohách.

Prerušovacie steny sú pomerne rovné povrchy. často sa zhoduje s poruchovými rovinami a hranicami formácie. Sú pozorované na svahoch so strmosťou 30 - 40 °. Na strmých svahoch sa tvoria výklenky. Strmosť ich stien dosahuje 90 °, niekedy sú výklenky obmedzené previslými rohmi. Dobre definované výklenky pripomínajú obrovské misky v tvare cirkusu.

Hromadná časť zosuvu pôdy má náhodný kopcovitý terén s výškou kopca niekoľko metrov až 30 metrov, zriedkavejšie. Skladá sa z hrubého materiálu. Veľkosť trosiek sa pohybuje od desiatok centimetrov do desiatok metrov.

Kolapsy sú pozorované v horách aj v rovinách. Najkrajšie zosuvy pôdy v horách. Počas kolapsu v údolí rieky Murgab (Western Pamir, 1911) teda objem zrútenej horniny dosiahol viac ako 2 km3 a jej hmotnosť bola približne 7 miliárd ton. Ak porovnáme túto masu s pevným odtokom Volhy (približne 25 miliónov ton za rok), potom, podľa rozsahu procesu formovania reliéfu, kolaps v údolí Murghab je ekvivalentný objemu materiálu, ktorý Volga vykonal počas 280 rokov. V Alpách došlo k ešte väčším kolapsom mierky. Podľa A. Gerharda je najväčší z nich asi 15 km3 a plocha, ktorú zaberajú zosuvné masy, je 49 km2.

Kolaps v horách často vedie k zablokovaniu údolia riek a tvorbe jazier. Taký je pôvod jazera Ritsa na Kaukaze, jazera Issyk v oblasti Zailiysky Alatau, Sarezsky v Pamirs a mnohých ďalších v ktorejkoľvek oblasti vysočiny na svete.
Veľké zosuvy pôdy sa rozpadajú na mnoho úlomkov rôznych veľkostí a pohybujú sa po svahu smerom k podrážke, kde sa ukladajú alebo zotrvačnosťou pokračujú v pohybe pozdĺž dna údolia. Existujú prípady, keď sa zosuvné masy pohybovali po strmých svahoch úzkych horských údolí do vzdialenosti 7 až 12 km. Pri pohybe pozdĺž údolia robia kamenné potoky významnú prácu pri zmene povrchu svahov dolín. Podľa S. N. Matveeva sa v prúde skalných trosiek v jednom z vysokohorských údolí vyvinula hĺbka šesť až desať metrov so šírkou 10 až 20 metrov.

Zrútenia malých hmotností hornín, ktoré pozostávajú z úlomkov nie väčších ako 1 m3, sa nazývajú skalné útesy. Je potrebné poznamenať, že zosuvy pôdy a skalné útesy, spolu s talusmi a lavínami, vykonávajú takmer hlavnú prácu na denudácii horských svahov.

Svahy Talusu. Tvorba sutí je spojená hlavne s fyzickým počasím. Najtypickejšie potery sú pozorované na svahoch zložených z marl alebo bridlice. V klasicky výrazných taloch sa rozlišuje svah talu, podnos talu a kužeľ talu. Sklon talusu je zložený z exponovanej skaly, ktorá je vystavená fyzickému počasiu. Výrobky odolné voči poveternostným vplyvom - drvený kameň, stromy, ktoré sa pohybujú po svahu, majú mechanický vplyv na povrch svahu a vytvárajú v ňom žľab - priekopový podnos s hĺbkou 1 až 2 m so šírkou niekoľkých metrov. ktorých šírka môže dosiahnuť desiatky metrov. Tavenina a dažďová voda ešte viac prehlbujú žlaby, rozdelia denudačnú časť svahov, hrana svahu sa zakalí. Reliéf denudačnej časti svahov talusu je niekedy veľmi zložitý, tvorí ho systém veží, stĺpov atď.

Pohyb trosiek na svahoch talu pokračuje tak dlho, kým sa sklon povrchu nezmenší ako uhol uloženia. Od tejto chvíle sa začína hromadenie zvyškov a vytvára sa kónus talusu.

Kužely talusu sa môžu držať pohromade, do nich sa primieša hrubý zhlukovací materiál a nakoniec sa na úpätí svahu vytvorí súvislý zväzok veľkých a malých fragmentov hornín. Vytvárajú sa vklady, ktoré sa nazývajú colluvial alebo jednoducho colluvium . Kolofium sa vyznačuje zlým triedením materiálu. Jedným zo štrukturálnych rysov sedimentov kolluvia je to, že najväčšie fragmenty sa pohybujú najvzdialenejšie pozdĺž kumulatívnej časti svahu talusu a sčítajú nohu talusu.

Pri výskyte zosuvov pôdy a poterov má voda skrytú úlohu. Dažďová a roztavená voda vytvára trhliny, pozdĺž ktorých dochádza k rozkladu zosuvných hmôt a prispieva tiež k ničeniu horniny počas zamrznutia trhlín. Ničenie je podporované zmenou objemu horniny pri zmene vlhkosti a sušení. Vytvárajú sa fragmenty rôznych tvarov a veľkostí, ktoré sa pohybujú dolu strmým svahom hlavne vplyvom gravitácie.

Počas silných dažďov stekajú prúdy vody po svahu sutiny, zachytávajú a uvedú do pohybu nielen malé častice, ale aj drevo a malý štrk. Existuje bahenná hmota - mikrobuňky. S miernou zmenou sklonu ukladajú mikropely prenášaný materiál vo forme malého „jazyka“ s rozšírenou a zosilnenou časťou na základni. Takéto „potoky“, akoby boli vo svojom pohybe zamrznuté, sa často dajú pozorovať v spodných častiach a na úpätí svahov bezprostredne po zrážkach. V tomto procese sa sily gravitácie a tečúca voda zohrávajú približne rovnako.

Lavínové svahy. Snehové masy kĺzajúce a klesajúce po svahu sa nazývajú lavína. Laviny sú charakteristickým znakom horských svahov, na ktorých sa vytvára stabilná snehová pokrývka. G.K Tushinsky rozlišuje tri typy lavín, v závislosti od povahy pohybu snehu pozdĺž svahov: lavíny vosy, kanály a skoky.

Vosy sa nazývajú sneh, ktorý skĺzol zo širokého predku (mimo prísne pevných kanálov). Pri osách je do pohybu zahrnutá vrstva snehu s hrúbkou 30–40 cm, geomorfologická úloha tohto druhu lavíny je zanedbateľná. Na úbočiach svahov sa tvoria iba malé hrebene, ktoré pozostávajú z materiálu zachyteného osami zo svahu.

Lavíny kanálov sa pohybujú po presne stanovených kanáloch, často ukladaných dočasnými tokmi. V dolných lavínach sa spravidla dobre prejavujú depresie zhromažďujúce lavíny, podnosy, pozdĺž ktorých sa pohybuje hmota snehu, a unášané kužele. Mŕtve lavínové depresie často slúžia ako drenážne cesty za trest smrti alebo erózie-denudácia.

Lavíny na lavíny sú rezy so strmými rezmi s leštenými svahmi, ktoré väčšinou nemajú vegetáciu. V priereze majú často koryto podobný tvar. Pozdĺžny profil poschodí môže byť plochý alebo so sklonmi rôznych veľkostí. Lavínové zásobníky sú dobre rozpoznané na zemi a sú dešifrované na leteckých fotografiách podľa množstva nepriamych znakov: „lavínovými kartami“, to znamená prúžkami bez drevín, zmenou charakteru vegetácie atď.

Lavínové šišky pozostávajú zo snehu zmiešaného s troskami. Klastrový materiál, ktorý sa topí z lavínového snehu a akumuluje sa z roka na rok na dne lavínových platní, vytvára druh voľnej hrúbky, ktorá sa často nazýva lavínovým odpadom. Kužele lavínového driftu sa skladajú z netriedeného zvyškov materiálu a zo začlenenia veľkého množstva organických zvyškov - fragmentov stromov, trávnika atď. Povrch unášacích lávok lavíny v dôsledku nerovnomerného obsahu zvyškov materiálu v snehovej hmote lavíny je nerovný, hrboľatý.

Keď sa lavíny pohybujú po plochom alebo mierne svahovitom povrchu dna dolín, niekedy sa pozoruje orba aluviám. Výsledkom je vytvorenie hrebeňov, ktoré vyzerajú ako snehové šachty vytvorené po priechode klinu odstraňujúceho sneh. Výška hrebeňov sa môže v závislosti od hrúbky alúzie pohybovať v rozmedzí od 10 do 15 cm do 2 až 5 m. V dôsledku vyhadzovania náplavy z lavíny klesajúcej zo svahu na protiľahlom brehu rieky sa môžu vytvárať kopce vysoké 2 až 3 m.

Medzi pasce lavíny patria lavíny, ktorých pozdĺžny profil je charakterizovaný prítomnosťou strmých úsekov. Morfologické znaky skokových lavín sa od kanálových lavíc líšia len nepatrne.

Reliéf lavíny závisí od ich veľkosti a frekvencie zostupu. Veľkosť a frekvencia klesania súvisí s veľkosťou lavínových depresií, dĺžkou a strmosťou svahov, množstvom zrážok a poveternostnými podmienkami v čase lavíny. Suchý a mokrý sneh lavín pôsobí na podložie odlišne.

Zosuvy svahu. Na rozdiel od vyššie uvedených procesov sa počas plazenia pohybuje monolitický skalný blok. Zosuvnícke procesy sa vždy určujú hydrogeologicky. Vznikajú, ak sú horniny prepúšťajúce horniny pod horizontom vodotesných hornín, najčastejšie ílov. 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.





Prečítajte si tiež:

Pojem pobrežie. Vlny a vlnové prúdy

Pojmy o formách a prvkoch reliéfu

Kontinentálne platformy

Megarelief z oceánu

Reliéf pleistocénskeho kontinentálneho zaľadnenia

Späť na obsah: Geomorfológia

2019 @ edudocs.pro