Морфология и закономерности распространения гравитационного рельефа

Размещено на http://www.allbest.ru/

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ РЕСПУБЛИКИ БЕЛАРУСЬ

УЧРЕЖДЕНИЕ ОБРАЗОВАНИЯ "БРЕСТСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ ИМЕНИ А.С. ПУШКИНА"

Кафедра физической географии

Специальность География. Экономика

МОРФОЛОГИЯ И ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ ГРАВИТАЦИОННОГО РЕЛЬЕФА

Выполнила:

Мокейчик Марина Васильевна

Брест

2013



Содержание

Введение

1. Понятие "склон". Классификация склонов

2. Склоновые процессы и рельеф склонов

2.1 Обвальные склоны

2.2 Осыпные склоны

2.3 Лавинные склоны

2.4 Оползневые склон

2.5 Солифлюкционные склоны

2.6 Склоны медленной солифлюкции

2.7 Дефлюкционные склоны

2.8 Курумовые склоны

2.9 Делювиальные склоны

3. Возраст и развитие склонов. Понятие о пенепленах, педиментах, педипленах и поверхностях выравнивания

4. Взаимодействие склоновых процессов в пространстве и времени

Заключение

Список используемых источников



Введение

Рельеф земной поверхности можно представить, как сочетание склонов. Именно этим прежде всего определяется актуальность их изучения и то большое внимание, которое уделяется в последнее время проблеме происхождения и развития склонов на земле.

Только путем их обстоятельного анализа может быть понято происхождение и развитие разнообразных форм рельефа и морфологических компонентов.

Решение многих народнохозяйственных задач, например, поиск полезных ископаемых, использование территории для целей промышленного и гражданского строительства, для сельского хозяйства, также неизбежно упирается в проблему строение, происхождение и современной динамики склонов.

Склоны образуются в результате тех же процессов, что и рельеф земной поверхности в целом, т. е. под воздействием эндогенных и экзогенных факторов. Однако недостаточно оснований рассматривать формирование склонов в качестве особой проблемы, если бы их дальнейшее развитие не было связано с особой группой специфических склоновых процессов. Разделение склоноформирующих процессов на две генетические категории - склонообразующие, или первоначального зарождения, и собственно склоновые, или дальнейшей моделировки склонов, - служит основой для написания данной курсовой.

В связи с этим весьма актуальными оказываются вопросы типологии собственно склоновых процессов и вопросы развития склонов, их возраст, виды и классификации.

Цель курсовой: Изучить морфологию и закономерности гравитационного рельефа и его особенностей.

Задачи курсовой: 1) Изучение понятия склона. 2) Рассмотрение классификаций. 3) Характеристика возраста. 4) Изучение развития и взаимодействие склоновых процессов в пространстве и времени.

Данная курсовая состоит из 4 разделов, 9 подразделов, 10 схем и рисунков, 30 страниц. Основана на 14 источниках.



1. Понятие "склон". Классификация склонов

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 [1].

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 [1].

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 и другие генетические типы отложений [1].

Существует тесная взаимосвязь между выветриванием и склоновыми процессами, она выражается в скорости удаления от склонов разрушенного материала, в итоге обнажаются коренные породы, которые снова включаются в механизм выветривания. Таким образом, темп склоновых процессов определяет быстроту денудации, поэтому их изучение играет большую роль в геоморфологии. [2]

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 [1].

Склоны различаются:

ь По крутизне: крутые - более 15°, средней крутизны - 8-15°, пологие - 4-8°, очень пологие - 2-4°;

ь По длине: длинные - более 500 м, средней длины - 50-500м, короткие менее - 50м. [2]

По форме профиля склоны делятся на: прямые, выпуклые, вогнутые, выпукло-вогнутые. 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 [1].

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 [1].

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) [4].

Склонов экзогенного происхождения сглаживают и уничтожают крупные неровности земной поверхности, в то же время формируют новый рельеф меньшего размера - морфоскульптуру как денудационную, так и аккумулятивную.

Образованию морфоскульптур предшествует выветривание - совокупность процессов физического разрушения и химического преобразования горных пород и минералов на земной поверхности.

Физическое выветривание - механическое измельчение горных пород и минералов под влиянием резкого колебания температур. Температурное выветривание бывает инсоляционным и морозным. Если амплитуда температуры в течение суток велика, но температура положительная, выветривание называют инсоляционным (в Сахаре). Если температура в течение суток переходит через 0°C, ночью вода в трещинах пород замерзает и, увеличиваясь в объеме, разрушает породу, выветривание называют морозным (в Восточной Сибири).

Химическое выветривание сопровождается изменением химического состава горных пород под влиянием щелочей, солей, кислот, газов, содержащихся в воде и воздухе. При химическом выветривании образуются новые (гипергенные) минералы, стойкие в условиях земной поверхности. Такой процесс весьма характерен для жаркого влажного климата. В выветривании горных пород принимают участие и живые организмы. В результате выветривания горных пород образуются рыхлые отложения, удобные для перемещения водой, льдом, ветром и т.д. [7].

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.

Сложный и разнообразный рельеф на Земле - это всегда результат совместных действий внутренних и внешних процессов. Направления эндогенных и экзогенных процессов противоположны. Внутренние процессы создают все основные неровности на земной поверхности. Экзогенные процессы, накладываясь на них, стремятся их уничтожить, производя разрушение выпуклых форм и накопление материала в вогнутых формах. Поэтому деятельность внешних сил направлена в целом на выравнивание (планацию) поверхности [7].

Деятельность любого внешнего фактора складывается из процессов денудации, т.е. разрушения и сноса, и аккумуляцию, т.е. отложения материала в понижениях. Денудация бывает линейная и плоскостная. Линейную денудацию в свою очередь, подразделяют на глубинную и боковую. Глубинная увеличивает густоту и глубину расчленения местности и усиливает контрастность рельефа. Боковая сопровождается расширением отрицательных форм и смягчает рельеф. Плоскостная (площадная) денудация распространяется по всей поверхности, не расчленяет, а, наоборот, повсеместно сглаживает её [7].

Многообразие экзогенных рельефообразующих процессов и возникающих в результате их денудационных и аккумулятивных форм рельефа можно объединить в следующие основные типы рельефа:

1.Деятельность поверхностных текучих вод (рек и временных водотоков) - флювиальный рельеф.

2.Деятельность подземных вод - карстовый, суффозионный и оползневой рельеф.

3.Деятельность ледников и талых ледниковых вод - ледниковый (гляциальный) и водно-ледниковый рельеф.

4.Изменения под влиянием различных процессов в многолетнемерзлотных породах - мерзлотный (криогенный) рельеф.

5.Деятельность ветра - эоловый рельеф.

6.Деятельность береговых морских процессов - рельеф морских берегов.

7.Деятельность живых организмов (растений и животных) - биогенный рельеф.

8.Деятельность человека - антропогенный рельеф [7].

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. [4].

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 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

[1,2,4,7].



2. Склоновые процессы и рельеф склонов

2.1 Обвальные склоны

Обвал - 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 [1]. склон генетический ископаемый строительство

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 [4].

Обвалы отличаются кратковременностью, при этом скорости смещения достигают сотен м/c. Обвальные процессы делят по виду деформаций на обвалы и вывалы, понимая под последними выпадение из крутых откосов и обрывов отд. глыб и камней. Пo др. классификациям выделяют осыпи и вывалы глыб, обвалы, развалы, лавины обломочно-глыбовые и снежно-каменные. Пo составу пород различают обвалы скальные, или каменные, земляные и смешанные, a по объёму обрушений - обвалы крупные (сотни или тысячи м³), малые (до 200 м³) и камнепады (падение и скатывание отд. камней). Наиболее активно и часто обвальные. процессы проявляются в горн. областях на склонах, сложенных скальными горными породами Потере устойчивости обвальных склонов способствуют землетрясения, процессы выветривания, эрозии и абразии, развитие оползней, таяние снега и выпадение осадков. Активизации обвальных процессов. способствуют взрывные работы, прокладка дорожных магистралей и др. виды инженерно-хозяйственной деятельности. Изучение обвальных процессов осуществляется на территории, отведённых под строительство различных сооружений (в т.ч. тоннелей, карьеров, газо- и нефтепроводов и др. объектов горн. промышленности), особенно в горн. областях, c применением методов инженеро-геологической. съёмки, геофизики, трещинно-морфологич. анализа и др. Исследуются области отрыва, транзита и отложения обвалившихся и обвалоопасных (потенциально неустойчивых) масс, их объёмы и скорости движения, величина и дальность разлёта отд. камней и глыб. Большое значение для прогнозирования O. п. имеет составление временных рядов распределения обвалов по годам, сезонам и времени суток.

Борьба c обвальными процессами осуществляется путём уположения, террасирования и закрепления растительностью откосов и склонов, цементации отд. трещин, строительства подпорных и облицовочных стен, контрфорсов, банкетов и контрбанкетов и др. [8].

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 (рисунок 1).

Рисунок 1 - Обвальные склоны [5]



2.2 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 желоб - тосыпной 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.

Скрытое участие в возникновении обвалов и осыпей 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.

Из-за сильных ливней, 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 (рисунок 2) [1,4].

Рисунок 2 - Схема осыпных склонов (а - в плане, о-в разрезе. 1 - осыпной шлейф; 2 - осыпные лотки; Д - скальные породы; стрелки - направления осыпания обломков; пунктир - условные горизонтали) [5]

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. Вместе с тем между обвальными и осыпными накоплениями отмечаются и некоторые различия. Обвальные накопления образуют нагромождение обломков, несортированных по размеру, а для осыпных характерна гравитационная сортировка: чем больше по размеру обломки, тем дальше они откатываются от подножия склонов, так как при движении обладают большей энергией.

Обвально-осыпные процессы наибольшим развитием пользуются в пределах расчлененного горного рельефа, где сочетаются процессы интенсивного физического выветривания и наличие крутых склонов [9].

2.3 Лавинные склоны

Лавиной называют скользящие и низвергающиеся вниз со склона снежные массы. 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 снежные оползни, сходящие по всей поверхности склона (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 лавин - лавины, проходящие по желобам, колуарам и зонам выветривания горных пород в виде борозд. 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.

Когда лавина движется по ровной или слегка наклонной поверхности дна долин можно иногда наблюдается выпахивание аллювия. Что приводит к 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.

Лавины, падающие с уступов и полок, называют прыгающими лавинами. 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 (рисунок 3) [1,4,13].

Рисунок 3 - Образование лавины [10]

2.4 Оползневые склоны

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.

Они 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.

Главными факторами, способствующими развитию оползней, являются следующие.

1. Наличие крутых склонов и подмыв берегов реками или морем, что приводит к потере опоры.

2. Геологические факторы, связанные с особенностями строения склона и активностью тектонических движений. Применительно к строению склона, одними из важнейших причин, способствующих оползню, служат наличие рыхлых водопроницаемых пород и падение слоёв в сторону склона. Тектонические движения определяют в значительной степени форму и крутизну склона и нередко служат "спусковым механизмом" для масштабного образования оползней (при землетрясениях).

3. Изменение физического состояния и ослабление прочности массива пород, что часто происходит за счёт увеличения обводнённости пород склона при поступлении поверхностных или подземных вод. Так увлажнение глинистых отложений придаёт им пластичное и текучее состояние, они начинают выступать в качестве "смазки" для вышележащих толщ. Генетический тип оползней, связанный с изменением консистенции пород, называют консистентным.

4. Развитие процессов суффозии в породах склонах. Под суффозией (от лат. "suffosio" - подкапывание) понимают вынос тончайших минеральных частиц и растворенных веществ 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, через которые активно фильтруются подземные воды. Генетический тип оползней, обусловленных процессами суффозии, называют суффозионным. Часто оползни принадлежат к суффозионно-консистентному типу, образуются при сочетании названных факторов.

5. Действие гидродинамического давления подземных вод при их выходе на поверхность склона. Влияние этого фактора наиболее активно проявляется в период спада уровня речных вод по окончании половодья. В период подъёма уровня вод они инфильтруются в породы, слагающие склоны речной долины, что приводит к повышению уровня подземных вод. Затем, в реке относительно быстро происходит спад полых вод, а уровень подземных вод остаётся ещё высоким. В результате такого разрыва между уровнями речных и подземных вод может происходить выдавливание присклоновой части водоносного слоя, что провоцирует оползание расположенной выше части склона.

6. Антропогенное воздействие на склоны (его подрезка, увеличение нагрузки за счёт построек и пр.) и гидротехнические мероприятия, приводящие к изменению уровня подземных вод [9].

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 оползнем возникает напорный оползневой вал. Такие оползни называют детрузивными в отличие от деляпсивных, свободно соскальзывающих к урезу реки или моря.

Оползни описанного типа встречаются наиболее часто. Их называют блоковыми или структурными. Кроме них встречаются и другие виды оползней, например, оползни-сплывы [1].

Оползни-сплывы - поверхностные оползни образуются вследствие того, что вес грунта с повышением влажности увеличивается, а силы трения и сцепления уменьшаются и в конце концов оказываются недостаточными для противодействия деформациям. С увеличением крутизны откоса быстрота деформации возрастает, поэтому уположение откосов повышает их устойчивость.

Сплывам особенно подвержены откосы, сложенные из глинистых и суглинистых грунтов. Важным условием, способствующим стабилизации откосов, является предохранение грунта откосов от излишнего увлажнения.

Поэтому всякие повреждения одежды откосов, какими бы мелкими они ни казались, должны своевременно исправляться, чтобы надежно защитить грунты от попадания в них влаги. Недопустимы даже очень маленькие застои воды на поверхности откосов. Все они немедленно должны устраняться соответствующей планировкой [14].

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" (рисунок 4) [1,4,9].

Рисунок 4 - Схема строения оползневого склона [5]

2.5 Солифлюкционные склоны

В условиях сильного увлажнения покрывающих склоны рыхлых пород происходит медленное (со скоростью до нескольких см/год) перемещение материала вниз по склону в жидком или вязкотекучем состоянии -солифлюкция. Солифлюкция наиболее активно протекает на склонах в зоне вечной мерзлоты в период таяния [9].

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 солифлюкционные 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 (рисунок 5) [1,4]

Рисунок 5 - Солифлюкционные террасы на склоне (по С.Г. Бочу) и их строение: дс - деятельный слой; мс - мерзлотный слой [5]



2.6 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 [1,4]



2.7 Дефлюкционные склоны

При небольших уклонах и сплошном распространении растительного покрова формируются дефлюкционные склоны, для которых характерно пластичное течение и медленное выдавливание увлажненного грунта. При этом перемещение мелкозема обеспечивается температурными колебаниями и разбрызгивающим действием дождевых капель. При высокой степени увлажнения дерновый покров спадает, разрывается, в результате формируются ступеньки (террасы) и создает узкие, параллельные одна другой горизонтальные площадки - "коровьи тропы" [2].

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 [1].

Когда скорость движения превышает указанные выше пределы (что может произойти 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, 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 [4].

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 [1,2,4].

2.8 Курумовые склоны

Курумы - поверхности, образованные скоплением глыб размером от десятка сантиметров до 3 м в поперечнике с незаполненными мелкоземом межглыбовыми полостями [4].

Отличительные особенности курума: это обычно крупные глыбы - статистически размеры пока не определены, но обычно от нескольких см в малом поперечнике до 1-2 м, имеющие вид свежеобломанных, но никогда не окатанные, в движении при столкновении друг с другом и трении о подстилающую поверхность могут приобретать очень незначительную окатанность, смыкаются друг с другом, образуя группы в количестве от нескольких глыб до десятков тысяч и более. Курум может занимать площадь от единиц мІ в проекции на подстилающую поверхность до колоссальных по размерам "полей" или "каменных морей"^. В отдельных регионах Земли курумы сплошь покрывают каменным чехлом всю местность, образуя своеобразную, ни на что не похожую так называемую "дневную поверхность".

Курумы образуются там, где на дневную поверхность выходят твердые горные породы. Чаще всего это горные районы или плато всех континентов. Курумы обычно образуются при разрушении различных видов известняков, кристаллических сланцев, гранитов, гнейсов, базальтов, долеритов, песчаников, кварцитов, амфиболитов, диабазов, порфиритов, витрокластических туфов.

Одним из первых на генезис или происхождение курумов указал российский военный географ белорусского происхождения Н. М. Пржевальский; он полагал, что курумы образуются вследствие разрушения скальных горных пород в силу неравномерного нагрева и охлаждения, там, где велика амплитуда дневных и ночных температур. Очевидно также, что курумообразование интенсивнее проходит весною и осенью в силу тех же причин. Возможно, растрескивание горных пород может происходить, когда на нагретую поверхность скал изливается холодный дождь.

Существует несколько природных зон образования курумов, все из которых имеют суровый нивальный климат: Арктика, Антарктика и прилегающие к ним полярные и субполярные области, субнивальный и нивальный или "холодный" пояс гор, зоны зимних антициклонов. Так, в зоне зимнего Сибирского антициклона обычно от середины осени всю зиму и часть весны стоит ясная солнечная погода с самыми низкими в Северном полушарии Земли температурами приземного воздуха. Это область широкого распространения курумов, что свидетельствует о морозном выветривании горных пород, выступающих на дневную поверхность.

Распространение курумов по поверхности Земли крайне неравномерно. Есть области, где курумы являются преобладающим типом земной поверхности, в иных местах это лишь "пятна" в рельефе, где-то курумы не встречаются вообще и это составляет загадку современной геоморфологии. Происхождение или генезис курумов, а значит и география их распространения очевидно является следствием большого числа различных факторов: литологии, климата, экспозиции склонов, абсолютной высоты местности и других. Так на Тянь-Шане и Гиссаро-Алае курумы не являются преобладающим типом поверхности; в бассейне реки Витима курумы занимают чрезвычайно обширные площади.

Вопрос происхождения или генезиса курумов является предметом научных дискуссий и мнения исследователей расходятся. По существующим данным курумы в целом могут быть отнесены к трем группам:

· реликтовые курумы, оставшиеся в рельефе с прошлых эпох;

· "молодые" курумы, образовавшиеся в эпоху последних континентальных оледенений;

· курумы, образующиеся в настоящее время.

Исходным материалом для образования каменных отдельностей или глыб служат первоначально нерасчлененные "материнские" горные породы. Место, где курумы образуются, иногда называют "областью питания" курума. Со временем курум может разрастаться, увеличиваясь в размерах, двигаться по подстилающей его поверхности и занимать все большую и большую площадь. Наступающая передняя кромка подвижной массы сомкнутых крупнообломочных глыб носит название "фронт курума", боковые его окраины -- "флангами", а область, где курум зарождается и откуда он начал свое движение -- "тылом курума". На плоских вершинах гор курумов обычно нет, но склоны их часто бывают обильно покрыты сплошным слоем крупных каменных обломков.

Ряд наблюдений показывает, что курумы, погребенные ранее в толще рыхлых отложений, могут вновь появиться на дневной поверхности в силу различных причин.

Курумы могут поставлять обломочный каменный материал для морен различного генезиса, селей, склоновых осыпей, образовывать пороги в реках и ручьях или вообще загромождать их русла. Наличие курумов, их способность двигаться необходимо учитывать при строительстве различных сооружений. Поэтому курумы и их свойства изучают инженерные геология и геоморфология.

В общем виде процесс курумообразования и движения каменных масс курумов вниз по склону приводит к нивелированию рельефа и снижению его абсолютной высоты. Курумы -- продукт разрушения "материнских" горных пород, что является процессом деструкции горных масс и ведет к денудации рельефах [11].

2.9 Делювиальные склоны

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 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 [4].

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. Наиболее благоприятные условия достигаются в зонах с гумидным и семиаридным климатом. При этом для участков с расчленённым рельефом и крутыми склонами более характерен не плоскостной смыв, а обвально-осыпные процессы или их сочетание. [9]

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 [1].

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 60 м. В рельефе они выражены нечетко и часто бывают заметны только благодаря изменению характера растительного покрова. В большинстве случаев делли прямолинейны и в отличие от мелких эрозионных форм не ветвятся, а следуют параллельно друг другу. Возникают они на дефлюкционных склонах крутизной от 10 до 25° (рисунок 6) [1,4,9].

Рисунок 6 - Схема образования делювия: 1- первичная поверхность склона, 2-сниженная поверхность склона в результате плоскостного смыва, 3- делювий [9]

3. Возраст и развитие склонов. Понятие о пенепленах, педиментах, педипленах и поверхностях выравнивания

Как и определение возраста рельефа, определенить возраст склона достаточно тяжело, и приводит к некоторым затруднения. Обусловливается это тем, что на любом первично возникшем склоне постоянно идут те или иные склоновые процессы, меняющие облик склона. В связи с этим, 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 позднечетвертичный (московско-валдайский) возраст, а склон от поверхности террасы к пойме - позднечетвертично-голоценовый (послевалдайский) возраст [1].

Склоновые процессы ведут к выполаживанию склонов, к сглаживанию рельефа, к плавным переходам от одних форм или элементов форм рельефа к другим.

И если какой-либо участок земной поверхности более или менее продолжительное время находится в состоянии тектонического покоя, выполаживание образовавшихся на нем ранее эндогенных или экзогенных склонов агентами склоновой денудации (при непременном участии выветривания) приведет к "съеданию" междуречных (водораздельных) пространств и формированию на месте расчлененного участка земной поверхности невысокой, волнистой равнины, которую В. Дэвис предложил назвать пенепленом (рисунок 7, А).

Выровненные денудационные поверхности, образованные в результате пенепленизации (выравнивания сверху) возможны, и такие поверхности в природе существуют.

Однако развитие склонов и образование денудационных выровненных поверхностей может происходить и путем отступания склонов параллельно самим себе. Этот процесс называется педипленизацией, а сформировавшаяся таким образом денудационная равнина - педипленом (рисунок 7, Б) [4].

Педиплен - выровненная, слабонаклонённая (около 3°) от гор к предгорной равнине поверхность, обрамляющая периферию горных систем или отдельныххребтов и холмов.

Поверхность педипленов вырабатывается комлексом экзогенных, в основном - флювиальных и эоловых, процессов по отношению к местному базису денудации, которые некоторое время, как полагал Лестер Кинг, может находится в относительно стабильном состоянии. Согласно учению Л. Кинга, педиплен является последующей стадией развития педимента, и по-существу, представлет собой слияние педиментов в единую поверхность. Это выравнивание может прерываться очередными оживлениями эрозионных процессов, в результате которых педиплен прорезается и трансформируется в реликтовую форму рельефа, по-прежнему продолжающую снижаться до уровня своего базиса денудации. Таким образом может возникнуть целая система предгорных лестниц Вальтер Пенк.

Педиплены формируются в эпохи преобладающих тектонических поднятий при кратковременных стабилизациях базиса денудации. Это препятствует полному выравниванию, то есть - пенепленезации. При особенно длительной стабилизации базиса денудации и с приближением его к уровню базису эрозии может происходить постепенное срезание верхних уровней педиплена, что, в конечном счёте, приводит к образованию единой выровненной поверхности - пенеплена. Таким образом, образование педиплена - одна из стадий пенепленизации.

Согласно другой точке зрения, отмечает З.А. Сваричевская, процесс педипленизации в условиях спокойного, стабильного, тектонического режима, может привести к полному выравниванию рельефа и возникновению на месте горных стран педиплена.

С такой точки зрения, продолжает она, педиплен является климатическим вариантом пенеплена, который формируется в условиях аридного или семиаридного климата. Другими словами, и педиплены, и пенеплены могут рассматриваться как образования равного таксономического ранга, причём первые могут формироваться и в услових аридного полярного и субполярного климатов (рисунок 7) [12].

Рисунок 7 - Принципиальная схема пенепленизации по В. Девису (А) и педипленизации по В. Пенку (В). Стрелками показано направление, в котором идет "съедание" междуречий; - последовательные стадии развития пенеплена и педиплена [1]

Рисунок 8 - Предгорная наклонная равнина, выработанная в коренных породах (педимент) [1]

Оптимальные условия для формирования пенепленов имеются на платформах со спокойным тектоническим режимом и умеренным гумидным климатом. В условиях более континентального умеренного климата развитие склонов идет по типу педиментов главным образом под воздействием таких процессов, как дефлюкция и солифлюкция.

В условиях аридного полупустынного климата развитие склонов сначала происходит преимущественно путем отступания склонов и формирования педиментов и останцовых гор (рисунок 9). Последние вообще характерны для областей педипленизации, причем далеко не всегда останцовые, или "островные", горы связаны с препарировкой более стойких пород. Сама сущность процесса педипленизации обусловливает неизбежность их образования даже при однородном геологическом строении.

По мере развития педиментов в полупустынных областях начинает сказываться засушливость климата: реки и временные водотоки из-за малого количества осадков не в состоянии выносить поступающий со склонов материал. Долины рек и крупных понижений заполняются наносами, образуются обширные и мощные накопления склоновых отложений, над которыми возвышаются отдельные останцовые горы (рисунок 10) [1,4]

...