Геоморфологические особенности северо-восточного Кавказа

Размещено на http://www.allbest.ru/

52

Размещено на http://www.allbest.ru/

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ «ДАГЕСТАНСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ПЕДАГОГИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ»

ЕСТЕСТВЕННО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ

КАФЕДРА ФИЗИЧЕСКОЙ ГЕОГРАФИИ И ГЕОЭКОЛОГИИ

ВЫПУСКНАЯ КВАЛИФИКАЦИОННАЯ РАБОТА

Геоморфологические особенности северо-восточного Кавказа

Исмаилова Диана Гаджирамазановна

Научный руководитель:

доктор географических наук, профессор Х.Л. Ханмагомедов

Рецензент: кандидат географических наук Е.В. Тулышева

МАХАЧКАЛА - 2015

СОДЕРЖАНИЕ

ВВЕДЕНИЕ

ГЛАВА 1. ОСОБЕННОСТИ ГЕОМОРФОСТРУКТУРЫ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОГО КАВКАЗА

1.1 Северо-Восточный Кавказ в системе геоморфоструктуры Восточного Кавказа

1.2 Роль тектоники в эволюции геоморфоструктуры, современной геодинамики и сейсмичности Северо-Восточного Кавказа

ГЛАВА 2. ГЕОМОРФОГЕНЕЗ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОГО КАВКАЗА

2.1 Понятие «геоморфогенез» и общие процессы геоморфогенеза Северо-Восточного Кавказа

2.2 Поверхность выравнивания Северо-Восточного Кавказа

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

ЛИТЕРАТУРА

ВВЕДЕНИЕ

Развитие рельефа поверхности Земли происходит в противоборстве главных рельефообразующих и рельефоизменяющих сил - эндогенных и экзогенных. Здесь не исключение и Северо-Восточный Кавказ.

Тектонические процессы создают крупные и мелкие первичные неровности земной поверхности - морфоструктуры, которые с момента их появления подвергаются воздействию экзогенных процессов -- денудации и аккумуляции. Экзогенные процессы создают на тектонообусловленных морфоструктурах те или иные комплексы морфоскульптуры. В результате действия тектонических и экзогенных сил, в результате сложного наложения на морфоструктуры морфоскульптурных комплексов формируется рельеф земной поверхности, образуется та или иная геоморфологическая структура (геоморфоструктуры).

Все экзогенные процессы денудации Северо-Восточного Кавказа можно разделить на три группы. Одни из них ведут только к расчленению рельефа, например глубинная эрозия водных потоков. Эти процессы можно отнести по группе процессов криптоморфогенеза. Другая группа экзогенных процессов осуществляются только выравнивание рельефа. К ней относится боковая эрозия рек, плоскостной смыв, абразия и некоторые склоновые процессы. Это процессы деплонации. Наконец, процессы, относящийся к третьей группе, в разных условиях климата, рельефа или на разных стадиях развития геоморфологического ландшафта производят то вертикальное расчленение, то выравнивание рельефа.

Основная цель работы: изучение геоморфологических особенностей восточной части Кавказа. Под последней мы понимаем территорию к востоку от г.Казбек до реки Самур. В административном отношении эта территория Российской Федерации. В работе геоморфологические особенности Северо-Восточного Кавказа решили дать в некоторой степени в сравнении с юго-восточной (азербайджанской) части Восточного Кавказа

Реализация указанной цели предусматривает:

1. Изучение особенностей морфоструктуры Северо-Восточного Кавказа. Мы здесь рассматриваем некоторые эти особенности.

2. Изучение геоморфогенеза Северо-Восточного Кавказа, его классификация и характеристика, а именно, эндогенных и экзогенных факторов.

Основной положение защищаемой работы: Формирование геоморфологии Восточного Кавказа (рельефа, речных долин, речных террас) как результат длительного геолого-геоморфологического развитии этой территории.

Научная новизна работы заключается в следующем:

1. Обосновано возникновение геоморфоструктур и геоморфогенеза Северо-Восточного Кавказа.

2. Анализированы и охарактеризованы геоморфологические элементы формирования речных долин, речных террас, поверхностей выравнивания, процессы выветривания, оползни.

3. На примере эрозии, на основе опубликованных материалов показать меры борьбы с нею.

Практическая значимость. Работа может быть использована во внеклассной и внешкольной краеведческой работе при изучении физической географии России и Дагестана в школе, при преподавании этих курсов в вузе и школе.

Методика и методология исследования. Основным методом исследования нами затронутой проблемы являются: описание, объяснение в тесной связи с геологическими особенностями.

Данное исследование исходит из исследований современного состояния вопросов физической географии, отображенные в работах Б.А. Будагова, Н.П. Герасимова, Д.А. Лилиенберга, И.Н. Сафронова, Б.А. Акаева, М.М. Эльдарова, Е.В. Тулышева, З.В. Атаева и других.

Объектами исследования являются горные и равнинные территории Ингушетии, Чечни, Дагестана как части большого Кавказа в сравнении с юго-восточной частью Большого Кавказа в пределах Азербайджанской республики.

Структура и объем работы. Работа состоит из введения, 2 глав, четырех параграфов, заключения и списка использованной литературы.

Глава 1. ОСОБЕННОСТИ ГЕОМОРФОСТРУКТУРЫ ВОСТОЧНОГО КАВКАЗА

Рассмотрим данную главу, разделив на 2 параграфа:

1.1.Северо-Восточный Кавказ в системе геоморфоструктуры Восточного Кавказа, 1.2. Роль тектоники в эволюции геоморфоструктуры, современной геодинамики и сейсмичности Северо-Восточного Кавказа

1.1 Северо-Восточный Кавказ в системе геоморфоструктуры Восточного Кавказа

По мнению И.П. Герасимова и Д.А. Лилиенберга 12, с.18, Восточный Кавказа, после Северо-Западного Кавказа является вторым крупнейшим морфоструктурным блоком Большого Кавказа.

По амплитудам новейших поднятий Северо-Восточный Кавказ почти на километр ниже Центрального и резко отличается от него особенностями своей морфоструктуры. Кристаллическое палеозойское ядро здесь глубоко опущено и ступенчато погружается в сторону Каспийской впадины. Поэтому осевая высокогорная зона сложена не кристаллическими породами, а сильно метаморфизованными нижне- и среднеюрскими сланцами, смятыми в узкие изоклинальные складки (нередко опрокинутые к югу), пронизанные дайками диабазов и интенсивно разбитых кливажем.

В качестве морфоструктур второго порядка на Восточном Кавказе выступают продольные Главный и Боковой хребты, разделенные Бежтинским понижением--грабеном. В течение долгого времени они рассматривались как антиклинальные или горст-антиклинальные морфоструктуры, ограниченные с юга крутыми (70--90°) взбросо-надвигами. В этой ситуации Бежтинский грабен представляет под надвиговую морфоструктуру. Главный и Боковой хребты разбиты поперечными разломами на ряд в разной степени приподнятых блоковых массивов. Все это указывает, что рельеф формировался в условиях сильного сжатия и последовательного перемещения масс к югу.

Северный склон Северо-Восточного Кавказа сложен последовательно сменяющимися комплексами юрских, меловых и третичных отложений. Для его морфоструктуры характерны две особенности. Одной из них является наиболее четкая выраженность продольных морфоструктурных ступеней-- высокогорной (3000-3500 м), среднегорной (2000--2500 м) и низкогорной (800--1200 м), разделенных в рельефе крутыми уступами высотой до 0,5--1 км, соответствующими региональным надвигам и флексурам. По последним данным, эти ступени рассматриваются как покровные образования. Геофизические данные в этом отношении согласуются с геологическими, например скважина в Элистанджи, пройдя весь комплекс кайнозойских, мезозойских и верхнепалеозойских пород, на глубине около 4 км снова вошла в юрские отложения. Аналогичные данные получены скважиной Миатлы в Северном Дагестане.

Для изучаемого нами региона, как и для Северо-Западного, характерна поперечная морфоструктурная ступенчатость с последовательным понижением в сторону Каспия.

Ниже рассмотрим роль неотектоники в эволюции морфоструктуры, современной геодинамики и сейсмичности.

Как следует из изложенного выше, неотектонический (неотектонико-четвертичный) этап сыграл решающую роль в оформлении, морфоструктуры Большого Кавказа, превратившегося в мощное и сложное орогенное сооружение. Геодинамика его развития определялась взаимодействием плит: Скифская плита выступала в качестве относительно жесткого упора, а Закавказская микроплита, испытывая нарастающее давление со стороны выступа Аравийской платформы, была особенно мобильной и активной. В условиях сильного поперечного сжатия и значительных горизонтальных перемещений активизировались продольные разломы, вдоль которых начала образовываться серия эшелонированных надвигов с юга на север. В результате фронтальные части покровных пластин вздыбились и получили наклон к северу, сформировались ступенчатые продольные морфоструктуры и возникла общая асимметрия горного сооружения.

Нарастающее поперечное сжатие вызвало общее вертикальное поднятие горной системы. Характерной чертой новейшего орогенеза явилось ее поперечное раскалывание. Как уже отмечалось, отдельные поперечные разломы играли важную роль в развитии Кавказа и на более древних этапах. Однако массовое развитие-новообразованных поперечных и диагональных разломов, интенсивное трещинообразование в зонах поперечных поднятий (в условиях локального растяжения) оказались свойственными лишь последнему орогенному этапу; по ряду таких разломов отмечаются также значительные сдвиговые деформации, фиксируемые на космических снимках. Высокая активность поперечных разломов в местах пересечения их с продольными нередко создает сейсмогенные узлы.

Другой морфоструктурной особенностью является сформировавшаяся крупная область новейшего поперечного поднятия, получившая наименование Дагестанского клина и обусловившая максимальное расширение горного сооружения (до 150--180 км). Это район широкого распространения карбонатных толщ юрского и мелового возраста, образующих систему коробчатых складок типа юрских. Благодаря их бронирующему эффекту и последующей препарировке здесь сформировался литоструктурный рельеф, отличающийся большим разнообразием прямых, обращенных и переходных форм. Казалось бы, именно он создает основной геоморфологический фон Центрального Дагестана. Однако в действительности главные формы рельефа и заложение речных долин предопределены неотектоническим блоковым дроблением аллохтона. В Центральном Дагестане с особой наглядностью выявляется, что складчатость его аллохтона на неотектоническом этапе была уже неактивной и лишь пассивно влияла на формирование литоструктурных пликативных форм. Активным же фактором рельефообразования в это время было блоковое дробление и последовательное усложнение морфоструктур. На этом примере видно, что еще бытующая среди геоморфологов характеристика Большого Кавказа как складчатой морфоструктуры типа мегантиклинория не имеет геоморфологического основания.

Участок северного склона Северо-Восточного Кавказа в пределах Чечни и Ингушетии во многом напоминает северный склон Центрального Кавказа.

Южный склон Северо-Восточного Кавказа, сложенный мезозойскими песчано-сланцевыми и флишевыми породами, отличается максимальной крутизной: высотные отметки на расстоянии 10--15 км изменяются почти на 3 км. Он характеризуется серией продольных надвигов, вдоль которых сформировалось много локальных шарьяжей; свидетельствующих о мощном сжатии вдоль зоны поддвига края Закавказской микроплиты. Склон густо расчленен короткими и глубокими речными долинами с мощными селевыми выносами. Энергетический потенциал геоморфологической динамики на этом склоне очень высок. Второй периклинальный морфоструктурный блок образует Юго-Восточный Кавказ. От Северо-Восточного Кавказа он отделяется Самурским диагональным трансформным круто погружается в сторону Каспия, хребты резко подвертывают к югу и понижаются, изменяется структура и простирание речной сети. Для Юго-Восточного Кавказа характерна система продольных хребтов, отражающих морфоструктурные ступени надвигового типа. Строение северного и южного склонов Юго-Восточного Кавказа существенно различно. Северный склон более короткий и крутой. Расширение Среднекаспийской котловины приводит к тому, что ее жесткое основание испытывает подвиг под морфоструктуры Северо-Восточного Кавказа. Южный склон более широкий. Под него происходит подвиг Куринского блока Закавказской микроплиты. Это зона максимального развития шарьяжей. В настоящее время бурение показало что в пределах Шемахино-Кобыстанского района практически весь южный склон представляет огромную пластину (мощностью порядка 15 км) меловых, палеогеновых и миоценовых пород, надвинутых на пластичные майкопские отложения.

Это положение можно проиллюстрировать следующими данными. Морские отложения миоценовой (сарматской) поверхности выравнивания на Западном Кавказе нигде не залегают выше чем на уровне 1--1,5 км, тогда как на Северо-Восточном Кавказе, они прослеживаются на высоте 3,5 км. Соответственно верхне-плиоценовые отложения (киммерий) на Западном Кавказе располагаются на уровне 500--800 м, а их акчагыльский эквивалент на Восточном Кавказе, в районе Кусарского плато,--на отметках около 2 км. Аналогичная тенденция наблюдается и в деформациях плейстоценовых морских террас.

Однако в целом эта горная система поднималась как ступенчатое, сооружение. Наибольшие поднятия испытывали осевые части Центрального и Северо-Восточного Кавказа (соответственно 4-6 и 3,5-4 м). К периферии интенсивность движений ступенеобразно убывает.

1.2 Роль тектоники в эволюции геоморфоструктуры, современной геодинамики и сейсмичности Северо-Восточного Кавказа

Распределение амплитуд неотектонических вертикальных движений четко отражает блоковую морфоструктурную дифференциацию горного - сооружения. Так, величины опусканий-смежных краевых прогибов в целом соизмеримы с величиной поднятий, но более дифференцированы: Азово-Кубанская впадина погружена на 2--3 км, Терско-Сулакский прогиб -- на 3--4, а Куринская впадина и Апшеронская область --на 5--7 км.

Суммарная амплитуда неотектонических, движений Большого Кавказа и сопряженных впадин достигает 10--11 км, что указывает на высокий уровень геодинамической активности неотектонического этапа. Вместе с тем из приведенных данных видно, что интенсивность погружения в восточных частях краевых и мёжгорных прогибов, тяготеющих к Каспийской области поперечного опускания.

Общей закономерностью неотектонического развития орогейного сооружения Большого Кавказа следует признать направленность этого развития, сопровождавшегося усложнением его горной морфоструктуры. Усложнение происходило двумя основными путями. С одной стороны, новообразованное гетерогенное поднятие объединило и консолидировало в общую горную систему различные структурные элементы более древних этапов геологического развития, различного возраста, разного типа и масштаба, уже одним этим создав пеструю картину морфоструктурного разнообразия. С другой стороны, в процессе новейшего орогенеза происходили дробная морфоструктурная дифференциация Большого Кавказа, его мозаичное блоковое дробление, проявление гравитационной тектоники, нарастание контрастности рельефа, местами сопровождавшиеся значительной перестройкой орографического плана и резных систем. Особенно ярко подобные перестройки выражены в пределах периклинальных окончании Северо-Западного и Восточного Кавказа, а также в краевых и межгорных прогибах.

В полях современных тектонических движений находят отражение все основные продольные зоны Большого Кавказа. Наиболее наглядно это можно проиллюстрировать на примере Центрального Кавказа. Здесь Восточно-Кубанская равнина испытывает слабые поднятия, до 1--2 мм/год. Северо-Кавказская моноклиналь воздымается с интенсивностью порядка 3--5 мм/год, причем ее северная и южная границы вдоль разломов характеризуются резким перепадом скоростей вертикальных движений и их повышенным градиентом. Северо-Юрская депрессия-грабен поднимается несколько медленнее (2--3 мм/год). Тырныаузская шовная зона, отделяющая кристаллическое ядро Центрального Кавказа от его северного склона, выделяется контрастными движениями с градиентами порядка I--1,5 мм/год на 1 км. С ограничивающим на юге кристаллическое ядро Главным Кавказским надвигом связаны резко контрастный перепад скоростей и высокие градиенты движений, до 2--3 мм/год на 1 км. При этом плановое распределение полей вертикальных движений показывает, что и на современном этапе геодинамика разлома имеет горизонтальную составляющую.

Современная геодинамическая активность дифференцируется также по поперечным морфоструктурам разного порядка. Прежде всего максимальными абсолютными и относительными поднятиями характеризуется Транскавказское поперечное поднятие.

Современную тектоническую активность проявляют и достаточно малые морфоструктурные блоки. Характер их дифференциации можно проследить вдоль линии повторного нивелирования Черноморского побережья, которая последовательно пересекает Новороссийскую (0--1 мм/ Угод), Афипскую (1,5--2 мм/год), Гойтхскую (4--6 мм/год).

Геодинамику более крупных поперечных блоков зафиксировала линия повторного нивелирования вдоль Каспийского побережья. Так, Северо-Дагестанская равнина испытывает слабые опускания (1--2 мм/год). - Восточно-Дагестанских предгорий -- слабые поднятия (0--2 мм/год), равнины Самуро-Дивичинского прогиба -- умеренные опускания (2--3 мм/год).

Морфологический анализ рельефа в Чечне, на материале Грозненского и Новогрозненского хребтов дает М.И. Жемеричко 17, с.4-7 он пишет: Грозненский и Новогрозненский хребты относятся к типу антиклинальных морфоструктур. Строение их определяется в основном тектоникой и литологией плиоценовых и миоценовых отложений. Грозненскому хребту соответствует Старогрозненская антиклиналь, которая по особенностям тектонического строения Подразделяется на две неравные части: большую западную -- собственно Старогрозненскую площадь, в пределах которой южное крыло надвинуто по двум сходящимся книзу разрывам на значительно подвернутое северное крыло, и меньшую восточную -- Ташкалинскую площадь, где северные разрывы Старогрозненской антиклинали, пересекая ее свод, перемещаются на южное крыло. Амплитуда надвигания южного крыла антиклинали на Старогрозненской площади достигает 1200 м, а северного крыла антиклинали на Ташкалинской площади -- около 500 м [О, 7, 8]. Новогрозненскому хребту соответствует одноименная антиклиналь, западная часть которой сохраняет черты, сходные со строением Ташкалинского периклинального окончания Старогрозненской антиклинали. Здесь наблюдается надвигание северного крыла складки на южное, которое восточнее сменяется надвиганием южного крыла на северное. Амплитуда смещения достигает 700 м. В районе Гойт-Кортовского периклинального окончания Новогрозненской антиклинали северное крыло вновь надвигается на южное на 350 м. В результате образовались антиклинальные палеохребты, располагавшиеся на месте их современных аналогов 16]. В акчагыле темп поднятий Большого Кавказа был замедлен, горный рельеф значительно снивелирован (16]. Одновременно произошло опускание области передовых хребтов, и отложения акчагыльского моря с угловым несогласием в сводовых частях антиклиналей перекрыли различные горизонты миоцена и нижнего плиоцена. Передовые палеохребты были практически снивелированы. В процессе накопления верхнеплиоценоных отложений отмечалась некоторая активизация складчаторазрывных движений. Так, например, в зоне Старогрозненской антиклинали отголоски предакчагыльской тектонической фазы проявились в раннеакчагыльское время. В результате продолжающегося надвигания южного крыла в пределах его по направлению к своду произошло уменьшение мощности акчагыла от 430 до 250 м. Во второй половине апшерона синхронно с поднятием Большого Кавказа передовые хребты вновь испытали интенсивные складчато-разрывные дислокации, соответствующие предбакинской фазе складчатости, которые возродили ранее снивелированный горно-возвышенный рельеф. Тектонические движения продолжались и в антропогене, что нашло отражение и террасировании склонов отдельных поднятий передовых хребтов. Наблюдаются они и в настоящее время. [17].

Для анализа складчато-разрывных движений Грозненской и Новогрознеиской антиклинальных морфоструктур в плиоцен-четвертичное время, а также с целью определения относительной высоты первично-тектоничеокого рельефа в каждый тектоно-орогенический этап развития и величины его денудационного среза была произведена реконструкция первичио-тектонического рельефа к моменту завершения предакчагыльской фазы складчатости и произведено сравнение с его современным аналогом [17]. В результате было установлено, что формированием Грозненской морфоструктуры в предакчагыльский орогенический этап определялось встречным перемещением толщи миоценовых пород из смежных синклинальных прогибов, которое не было одинаковым по величине. Так, на Старогрозненской площади преобладающим перемещением миоценовой толщи со стороны южного Андреевского синклинального прогиба определилось формирование скошенной к северу антиклинали с надвиганием южного крыла на северное на амплитуду до 250--450 м. Наклоны северного крыла изменялись от 25 до 45°, а южного -- от 20 до 25°. В это же время образовался еще один южный разрыв, примыкающий на глубине к северному, образуя с ним «клин». На восточной Ташкалинской площади преимущественное перемещение миоценовой толщи осуществлялось со стороны северного Алханчуртского прогиба, что привело в пределах данной; площади к надвиганию северного крыла на южное на амплитуду до 300 м. В современный тектоно-орогенический этап, охватывающий предбакинскую, пассадентскую фазы и современные тектонические движения, произошло разрастание основного надвига Старогрозненской площади в западном направлении. Основные черты тектоники Новогрозненской морфоструктуры так же, как и Грозненской, были сформированы в предакчыгыльскую фазу складчатости. В пределах западной, наиболее приподнятой части она была осложнена двумя разрывами северо-западного простирания, пересекающими свод складки. Складка имела в центральной части килевидное строение, северное крыло здесь надвигалось на южное на 350 м. Восточная чисть складки имела простое симметричное строение с весьма пологими крыльями на Гойт-Кортовском периклинальном окончании.

Рассмотрим морфоструктуру верховьев Казикумухского Койсу по Г.А. Лейкину 22, с.13-14.

Орфографически рассматриваемая территория включает на юге отроги хребтов Дюльтыдаг, Чульта, Самурского, на запада - хребтов Шалиб и Арчалавар. С востока район ограничивается отрогами средневысотных хребтов Лес и Варха-Тау. В тектонической отношении район включает Антиклинальную-Уллучаринскую и синклинальную -Шунудагскую структурные зоны. Данные структурные зоны характеризуются наличием линейно-вытянутых отсадок, простирающихся с северо-запада на юго-восток. На юго-западном крыле Уллучаринской антиклинали выделяется Шунское антинлинальное поднятие, выраженное в рельефе северо-восточнее с.Кумух. Южнее плато Шунудаг в районе селения Цовкра-I, Шунудагская синклиналь разделяется антиклинальным поднятием, вытянутым от г.Хурга-бек на юго-востоке до с.Цовкра-1 на северо-западе. Ось антиклинали погружается в районе г. Кокма-даг и северо-западнее с.Цовкра-1, южном крыле Шунудагской синклинали. В строении Уллучаринской антиклинальной зоны главную роль играют порода нижнеаленского и отчасти Атаарского ярусов нижней юры.

Шунудагская синклинальная зона слагается почти исключительно отложениями средней юры. Расположенный в осевой части Шунудгской зоны платообразный массив Щунудаг на поверхности слагается трансгрессивно залешающими на средней юре отложениями нижнего мела.

Юго-западной ветвью Шунудагской синклинальной зоны является Куцухская синклиналь. Ее северный борт пологий, сложен верхне-аленскими и нижнебайосскими отложениями, падающими на северо-западе под углом 17-20°. Осевая часть сложена верхнебайосскими алевролитами. Южный борт более крутой, с углами падения до 40°, ограничен разрывом, по которому кровля верхнеаленских отложений контактирует с поверхностью нижнеаленских пород. Северный пологий склон осложнен антиклиналью, наблюдаемой в обоих склонах долины р.Казикумухокого Койсу, в I км ниже с.Кумух. Южнее располагается Чуртахский блок, который отделяется разрывом от Кумухской синклинали. Разрыв проходит в I км юго-западнее Кумуха. С юга Чуртахский блок ограничен разрывом, проходящий по долине реки Хулисминской и черев южную окраску селения Хулисма. Блок сложен глинистой толщей нижнего валена о прослоями песчаников в нижней части. Породы, слагающие блок, смяты в серию небольших складок северо-западного простирания.

Для данного района характерно большое количество разрывов значительной амплитуды

По мнению З.В. Атаева 3, с.36 чередование морфоструктуры разных типов (положительных и отрицательных) обуславливает прежде всего чередование групп ландшафтов, которые приурочены к однотипным и однопорядковым морфоструктурам, если даже им присущи разные типы ландшафта. Так, в изученном регионе З.В. Атаев (цитируемая работа, с.36) выделяет ландшафтные комплексы хребты, гряд, плато, котлован, долин, подгорных наклонных равнин (с древне-каспийскими террасами).

По нашему мнению, им являются в предгорном Дагестане, к примеру, хребты Салатау, Ценатау, Ханакайтау, Гебеккала, Наратюбинский хребет, Кукуртау, плато Губденсырт, Чиркейская котловина, теснина Олега и другие описанные М.М. Эльдеровым 33, с.22-53.

Рис. 1 Основные морфологические элементы рельефа и ведущие рельефообразующие процессы Северо-Восточного Кавказа в системе Восточного Кавказа [15, с. 69]

Основные высотные ступени рельефа.

1-низменности и частично-наклонные равнины; 2- низкогорье и предгорье; 3-среднегорья; 4-высокогорье; 5-вулканическое плато; 6-вулканические нагорья.

Преобладающие рельефообразующие процессы.

7-Гравитационные; 8-эрозионные и денудационные; 9-аридно-денадуционные; 10-абразионные и абразионно-аккумулятивные; 11-аккумулятивные (аллювиальные и аллювиально-пролювиальные)

Глава 2. ГЕОМОРФОГЕНЕЗ СЕВЕРО-ВОСТОЧНОГО КАВКАЗА

Рассмотрим данную главу разделив на два параграфа:

2.1. Понятие «геоморфогенез» и общие процессы геоморфогенеза Северо-Восточного Кавказа, 2.2. Поверхность выравнивания Северо-Восточного Кавказа.

2.1 Понятие «геоморфогенез» и общие процессы геоморфогенеза Северо-Восточного Кавказа

Под геоморфогенезом в литературе принимается происхождение и развитие различных форм рельефа данной поверхности под влиянием эндогенных и экзогенных факторов 27, с.192. Касаясь указанных факторов Н.П. Неклюкова 17,с.97 подчеркивает, что это направляется и регулируется непрерывно и повсеместно действующей на Земле силой тяжести. Далее здесь она отмечает, что процесс рельефообразования по первому фактору выражается главным образом в вертикальных движениям земной коры, сопровождающихся смешениями по линиям разломов, смещением верхних слоев в складки, изменениями лав, в результате чего возникают морфоструктурные формы рельефа.

Коснемся экзогенных процессов геоморфогенеза. Как отмечается в «Географическом энциклопедическом словаре: понятия и термины» 12, с.340, это внешние процессы происходящие на поверхности Земли или на небольшой глубине земной коры, обусловленные энергией солнечного изучения, гравитационной силой и жизнедеятельностью организмов. Как пишет Н.П. Неклюкова 17, с.297, факторы экзогенные непрерывно воздействуют на элементы рельефа, созданные эндогенными факторами. Их действие выражается в создании морфоскульптурных элементов рельефа. Степень и характер воздействия экзогенных факторов на поверхность зависит от старения этой поверхности, от слагающих их пород и от того какие движения и сопровождающие нарушения она испытывает.

Комплексно экзогенные процессы, на примере долины реки Акушинки Республики Дагестан рассматривает И.Г. Магомедов 24, с.31-32. К таким типам относятся: эрозийно-аккумулятивная долин, рек и ручьев, плоскостной (склонный) смыв, линейная эрозия, оплывание, оползание, селевые явления, подвижные осадки, обвалы, снежно-лавинная деятельность. Кроме того, встречаются результаты воздействия человека на природу, т.е. антропогенные: чрезмерная вырубка лесов, чрезмерный выпас скота, вытаптывание, массовое поражение вредителями (колорадский жук) и болезнями.

Основные типы экзогенных процессов, факторы их обуславливающие связанные с ними малые формы рельефа, которые наблюдались в районе реки Акушинки.

Экзогенные процессы геоморфогенеза можно делить на следующие категории: эрозионные, денудационные, аккумулятивные, экзерационные. Исходя из целей нашего исследования мы в данной работе рассмотрим первые три. И.А. Байраков, Э.Б. Болотханов, А.И. Авторханов, Х.Э. Таймасханов и И.Я. Шахтемиров 5, с.41-42 выделяются такие экзогенные процессы геоморфогенеза как эрозионно-тектонический, структурно-денудационный, денудационно-аккумулятивный, исходя принципа морфогенетической классификации, предложенной И.Н. Сафроновым 29. Указанные авторы учебного пособия по Чеченской республике к первой категории морфогенеза выключают высокогорную зону, связанную с массивами Главного Водораздельного; и Бокового хребтов. В ее строении участвуют метаморфизованные глинисто-песчанистые породы ранней и средней юры. Толща песчаников, алевролитов, глинистых сланцев, кварцитов, лотов пронизывается пластовыми жилами поржири-диабаза. Этот литолого-петрографический комплекс пород собран в сильно сжатые изоклинальные складки структурные формы типа общего смятия). Имевшая место высокая степень тектонической активности нашла отражение микроплойчатости, кливаже, будинаже и развитой сети полигенетической трещиноватости. Становление форм рельефа этой зоны проходило в условиях энергичных восходящих движений и быстрого эрозионного расчленения. Развитые здесь водораздельные гряды (части, образующие характерные контрфорсы) находятся в закономерном единстве с эрозионными долинами, борта которых, как правило, еще не осложнены склоновыми процессами. Чрезвычайно интенсивно проявляются вблизи снеговой линии нивальные процессы, ведущие к образованию узких осыпных желобов (кулуаров) и мощных осыпей, покрывающих горные склоны.

Развитое здесь оледенение можно охарактеризовать как реликтовое. Ледники относятся, главным образом, к типу висячих и каровых и заполняют воронкообразные цирки небольших размеров. Оледенением охвачены лишь наиболее высокие массивы: Тебулос-Мта, Диклос-Мта и др., несущие на себе ледово-снежные шапки. Редкие языки, берущие начало в каровых и висячих ледниках, имеют размеры 1-1,5 км, например, ледники Качу, Комито в верховьях бассейна реки Аргун.

Проблему механизации работ по защите земель предгорных и горных районов от эрозии рассматривают Д.М. Дугричилов, Н.Г. Ризаханов, С.Р. 16, с.106-107 . Они здесь пишут: Горные и предгорные районы Республики Дагестан располагают большими пахотными площадями на склонах крутизной до 15-20 градусов. Такие площади занимали около 60 % всей ее территории, они играют значительную роль в производстве продукции растениеводства и животноводства. Развитие новых форм хозяйствования дало толчок освоению этих склоновых участков, с использованием ручного труда и средства малой механизации. Для предотвращения процессов эрозии почвы на склонах с пологой, покатиной крутой крутизной, неровностями и изменчивым микрорельефом, а также пересеченностью как показала мировая практика, должна быть применена особая технология почвообработку посева, ухода за растениями уборки урожая. Изучив мировой опыт еще в 1963 г., специальной сессией ВАСХНИЛ было рекомендовано, что все основные виды обработки почвы, посев и уход за сельскохозяйственными культурам на горных склонах производить только поперек склона, а на двусторонних и более сложно -- контурно, в направлении горизонталей. Решение проблемы механизации технологических процессов в предгорных и горных регионах связано с разработкой новых средств механизации со специальными ходовыми системами, стабилизирующим остовом и устройством, обеспечивающим безопасность, устойчивость и управляемость, на основе полной гидрофикации этих узлов трактора. Схема такого трактора тягового класса 2 КН нами создана.

Как пишет Р.Т. Балгуев 6, с.57 резкое различие в строении рельефа Сланцевого и Известнякового Дагестана объясняется, прежде всего, различной высотой поднятия в ходе тектонических движений, что привело к неодинаковому результату денудационного среза на этих площадях. В области Сланцевого Дагестана, испытавшей, по сравнению с известняковым Дагестаном, значительно большее поднятие, отложения верхней юры и мелосодержащие известняковые пачки, по-видимому, были полностью денудированы. На поверхность выведена однообразная, легко размываемая сланцевая толща средней и нижней юры, на которой происходило формирование эрозионного рельефа, представленного системой разно ориентированных хребтов, разделенных относительно широкими долинами рек. Несмотря на сильную эрозионную расчлененность территории, формы рельефа обычно отличаются плавностью очертаний и сглаженностью. Склоны хребта редко бывают отвесными. Отсутствие растительного покрова на многих участках облегчает сильный размыв склонов временными потоками, благодаря чему склоны обычно изрезаны прихотливо ветвящейся системой многочисленных, но неглубоких эрозионных борозд. Обильные продукты выветривания сланцев дают во время дождей материал для образования разрушительных селевых потоков, столь характерных для этой области. Большинство речных долин горных стран в связи с активными поднятиями не имеет хорошо развитой поймы. Преобладающая часть энергии водных потоков тратится на глубинную эрозию, что приводит к разработке глубоко врезанных долин, лишенных поймы. Такие формы речных долин во Внутригорном Дагестане встречаются довольно часто, не является исключением и долина р. Уллучай.

Деятельность поверхностных вод, или водная денудация, имеет огромное значение в формировании рельефа, приводит к расчленению и в целом понижению рельефа в бассейне р. Уллучай. Об этом можно судить по количеству обломочного материала и растворимых веществ, выносимых рекой в море. Основой возникновения поверхностного стока являются атмосферные осадки. Часть дождевых и талых снеговых вод просачивается сквозь почвы и горные породы в глубину и идет на пополнение подземных вод, часть стекает по поверхности. Поверхностный сток бывает в виде сплошной пелены или тонких недифференцированных струек, стекающих с повышенных мест по склонам - плоскостной сток, и в форме линейно направленных струй и потоков - русловой сток, приуроченный к рытвинам, русловым ложбинам, оврагам и речным долинам. Такие формы рельефа в речной долине р. Уллучай очень четко прослеживаются по среднему и верхнему течению, особенно на южных и юго-западных экспозициях склонов, потому что здесь более разреженный растительный покров. Плоскостной склоновый сток действует кратковременно и быстро прекращается после окончания дождя. Живая сила воды тонких струек или пелены невелика, но и они при своем движении способны захватить часть рыхлого, преимущественно мелкого материала и перемещать его вниз по склону. У основания склона, вследствие уменьшения уклона поверхности и резкого замедления скорости движения воды, этот материал накапливается. Плоскостная эрозия сильнее проявляется на открытых, не защищенных растительностью склонах. Снос частиц активнее осуществляется в нижней части склона, где поток имеет наибольшую скорость движения.

Плоскостная эрозия характерна для южных, юго-восточных и западных склонов бассейна р. Уллучай. Такие процессы наблюдаются, где крутизна склонов достигает более 50 градусов. На таких склонах почвенный слой очень тонкий или вовсе отсутствует. Этих процессам большое содействие оказывает и человек, особенно при неправильном выпасе скота. 6, с.58

Линейная эрозия. Уже через небольшой промежуток времени поток воды, устремляющийся по склону, начинает распадаться на отдельные струи, которые локализуются в системы промоин, рытвин. Этому во Внутригорном Дагестане, в том числе и в бассейну р. Уллучай, способствует неоднородность пород склонов, разная степень его обнаженности, наличие неровностей, обусловленных процессами гипергенеза и другими факторами, которые были упомянуты выше. Геологическая деятельность временных водотоков на равнинах и в горных областях различна.

В развитии оврагов выделяются четыре стадии: 1) промоины, или рытвины; 2) врезание оврага вершиной; 3) выработка профиля равновесия; 4) затухания (образование балки) [6]. Образование оврага начинается с возникновения промоины, или рытвины, которая имеет небольшую глубину (до 0,5 м). Здесь концентрируются потоки талых и дождевых вод. На второй стадии образуется вершинный перепад, или обрыв, за счет расширения которого овраг распространяется в сторону водораздела. Крутизна склонов оврагов обычно наблюдается по всей протяженности. На этой стадии овраги доходят до основания, т.е. они продолжают расти в глубину и ширину. На третьей стадии овраг достигает подошвы склона или днища долины. До достижения такой стадия развития оврага пройдет одно тысячелетие, но на некоторых, с более пологим склоном или столовидными вершинами, горных массивах встречаются овраги, достигшие днища. Продольный профиль оврага выравнивается овраг расширяется, и в его нижней части образуются осыпи и конусы выноса. Заключительная стадия сопровождается постепенным затуханием эрозии, склоны выравниваются до угла естественного и зарастают, на дне скапливаются осадки, овраг превращается в балку. Экспозиция склона, в откосе образования балок роли особо не играет.

Созидательная деятельность временных водотоков тоже наблюдается по верхнему и среднему течению р. Уллучай, особенно где происходит расширение V-образных речных долин. Она проявляется в виде овражного и балочного аллювия, которые отличаются слабой сортировкой и окатанностью и представлены преимущественно обломками местных пород, транспортируемыми с верхних хребтов. 30, с.58.

В качестве примера эрозии (ветровой) рассмотрим по работе С.У. Керимхановой 20, с.59-61. Она на материале Южной части Ногайской степи, пишет, что где рассматриваются основные овцеводческие хозяйства республики, на пахотных угодьях со светло-каштановыми супесчаными почвами широкое развитие получила ветровая эрозия.

Результаты изучения 20-летних (1954-1973) метеорологических данных от «Терекли-Мектеб», а также непосредственные процессы наблюдения за процессами ветровой эрозии (1970-1973гг.) позволили сделать определенные выводы, где в Ногайской степи на обрабатываемых светло-каштановых супесчаных почвах ветровая эрозия может проявляться в течение всего года. Однако частота и интенсивность ее развития тесным образом связана со степенью защищенности почвы растительностью, предохраняющей ее от разрушительного действия ветра. Так, на весенние месяцы приходится 35,9% годового количества бурь. Особенно продолжительные эрозионные процессы наблюдаются в апреле (14,3 часа). На летние месяцы, хотя и приходится небольшой процент бурь (15), но они менее продолжительные, чем весной. Наиболее активным в эрозийном отношении является август (12,9 часа). Осенние месяцы в целом характеризуются некоторым затишьем с отмечающимися вспышками бурь средней продолжительностью до 7 часов (сентябрь). Зимний период метельный, но имеют случаи фиксации бурь (февраль). Анализируя развитие и почвозащитную роль различных сельскохозяйственных культур, а также ветровой режим и возможность формирования пыльных бурь по месяцам, выделены два эрозионно-опасных периода. Первый период зимне-весенний (февраль, апрель, май), когда число дней с сильным ветром (более 15м/сек) достигает 44. На растительность озимых, особенно в феврале-апреле еще слабо защищает почву от выдувания (не говоря об участках, отведенных под яровые, колосовые и пропашные культуры и вовсе лишенных растительности); второй период летне-осенний (август - сентябрь) опасность развития ветровой эрозии на пахотных участках обусловлена тем, что в конце лета и начале осени усиление деятельности ветра совпадает с моментом, когда почва, подготовленная к посеву озимых и оставленная на зябь, лишена растительности. Пыльные бури на супесчаных светло-каштановых почвах проявляются главным образом при скорости ветра более 10м/сек (высота флигеля). Ветры со скоростью менее 10м/сек, вызывают лишь 16,2% пыльных бурь. В весенние месяцы 53,8% пыльных бурь возникает при скорости более 15м/сек, а в летние и осенние (47,6 и 43,8% соответственно) при скорости ветра 10-15м/сек. В зимний период пыльные бури вызываются в основном ветром со скоростью 10-15м/сек (39,1%) и больше 15м/сек (39,1%).

Наиболее часты эрозийные процессы при ветрах юго-восточного направления: весной 45,9%, осенью - 38,2% и зимой 28,6%, а также северо-западного направления в летний период - 33,3%. Остановимся в южной части Восточного Кавказа. По мнению Б.Б. Будагова 9, с.51, в ущельях здесь широко распространены, главным образом, в истоках основных рек. Склоны их крутые. Бровки склонов находятся на небольшом расстоянии друг от друга. Подошвы почти повсюду сливаются друг с другом в руслах рек, которые имеют в основном ступенчатое строение. В ряде мест ущелья имеют форму узких теснин, зачастую врезанных в устья троговых долин. Ущелья распространены, в основном, в пределах высокогорного, реже среднегорного поясов и охватывают почти все притоки основных рек. Очень распространены узкие V-образные долины. Склоны их менее круты, но высокие. Бровки расположены на большом расстоянии друг от друга. Русла рек разработаны и имеют определенную ширину; иногда развиты аккумулятивная террасы. Уклон дна русел большой. Широкие долины с поймами и террасами имеют высокие и крутые склоны. В отличие от описанных выше дно их широкое на склонах развита серия террас, расположенных на различных высотах. Особенно широкими являются низкие террасы и пойма. Уменьшение уклона русла рек и их расширение создают благоприятные условия для накопления селевых материалов. В руслах речных долин встречаются многочисленные водопады, обусловленные выходами устойчивых пород и новейшим тектоническим движением. Водопады, как правило, наблюдаются в истоках рек, особенно , в пределах теснин и ущелий. Высота их на отдельных участках долин достигает 10м.

Справедливы слова Б.А. Акаева и З.Х. Гаджиевой 2, с.186, что колебания уровня Каспийского моря существенно отражались на развитии речных долин, и, что во время падения уровня моря происходило понижение эрозии и реки вырабатывали глубокие и узкие ущелья. При подъеме уровня формировались аккумулятивные отложения. Сложенные мощными толщами аллювия. Новейшие тектонические движения также отражаются на формировании продольного профиля рек. Долины горных рек имеют четковидную форму на всем протяжении.

В верховьях реки Самур долины обычно широкие, со сглаженными бортами и широкими руслами, с мощными конусами выноса, подмытыми рекой. На бортах долин хорошо видны следы селевых потоков.

Речные долины - результат эрозионной деятельности рек. Как пишет Е.В. Тулушева 30,с.14, каждая долина, в плане состоит из котловин и врезов различного генезиса. Эта закономерность исследователями обычно рассматривается упрощенно и считается, что она обусловлена, литологией вмещающих пород, что далеко не так. Обобщая разобранный материал, она замечает, что для положительных геотектонических структур характерны однигеоморфологические элементы), для отрицательных - другие. Для Главного, Бокового, Самурского, Меловового хребтов и передовой моноклинали и других характерны глубокие врезы с крутыми, отвесными вертикальными склонами, треугольные и V-образные поперечные профили.

Для зон опускания (Бежтино-Самурская депрессия, Аваро-Андийская зона опускания, Кадаро-Ирганайской котловины, зона опускания в пределах Черкейской, Буйнакской, Параульской котловин и Херкско-Сулакский прогиб) характерно развитие котловин структурно-эрозионных, V- образных, корытообразных, комбинированных поперечных профилей; уменьшение уклонов продольных профилей и высотных отметок местности; увеличение мощности аллювиальных отложений с образованием переуглублений долин , врезы прорыва, появление боковых эрозионных водораздельных хребтов - особенно характерно для зоны Аваро-Андийских опусканий, сглаженность рельефа, что указывает на четкий контроль неотектоническими движениями .геоморфологии долин. Роль же лито-логического контроля значительно меньше. В работе рассмотрено влияние прочных песчаных толщ, известняков, тел магматических пород на формирование дифференциации строения долин.

Основные долины речной системы бассейна р. Сулак имеют в целом консеквентное (антецедентное) заложение на макросклоне и только на отдельных участках продольное заложение. Для основных долин бассейна р. Самур более распространено продольное, согласное со структурами расположение. В бассейне р. Терек речные долины в пределах орогена имеют преимущественно консеквентное (поперечное, алюгецедентное) заложена. На низменности в пределах Терско-Каспийского прогиба долины на значительном протяжении согласны с продольными структурами.

Рис. 2 Геоморфологическое районирование Северо-Восточного Кавказа в системе Восточного Кавказа [14, с. 82-83]

I-страна Русская равнина (платформы с умеренными амплитудами новейших тектонических движений). Провинция - Равнины и возвышенности Западного и Центрального Предкавказья. Область Терский и Кабардино-Сунженский хребты с прямым тектоническим рельефом и подгорные водно-ледниковые равнины. Провинция - Прикаспийская низменность. Области: Терско-Кумская аллювиальная и морская низменность с эоловыми формами; дельты Терека и Сулака.

II-Кавказская горная страна (внешняя часть альпийской орогенической зоны с контрастными и резко-контрастными интенсивными новейшими тектоническими движениями значительной амплитуды). Провинция - Линейные среднегорные и высокогорные хребты и депрессии Большого Кавказа. Области: Восточный (Терский) Кавказ, среднегорные высокогорные денудационно-структурные хребты и депрессии;

Внутренний Дагестан, среднегорные и высокогорные эрозионно-денудационные, частично денудационно-эрозионно-структурные хребты и депрессии; Внешний Дагестан, среднегорные литоскульптурные хребты и плато, частично с обращенным рельефом и денудационно-структурные хребты; Предгорные хребты и плато Дагестана и Азербайджана с прямым тектоническим рельефом; Юго-Восточный Кавказ, высокогорные и среднегорные денудационно-эрозионно-структурные и эрозионно-денудационные хребты. Провинция - Закавказская депрессия. Область Апшероно-Кобыстанские складчатые низкогорья с прямым тектоническим рельефом и грязевыми сопками.

Границы: 1-стран; 2-провинций; 3-областей. Морфоструктуры: 4а-аллювиальные; 4б-аллювиально-делювиальные; 5-аллювиально-пролювиальные; 6-морские аккумулятивно-эрозионные; 7-алювиально-морские; 8-террасовые морские с эрозионно-денудационным расчленением; 9-денудационно-аккумулятивные; 10- эрозионно-денудационные; 11- эрозионно-денудационные структурные плато; 12-предгорные моноклинальные плато и равнины; 13-моноклинальные куэстовые хребты (с литоскульптурным рельефом); 14-андоклинальные хребты и увалы и синклинальные плато и котловины; 15-горст-антиклинальные хребты; 16-горст антиклинальные и антиклинальные хребты; 17- горст-антиклинальные хребты и синклинальные массивы с литоскульптурным, частью обращенным рельефом; 18-горстовые хребты; 19-сводово горстовые массивы; 20-складчато-глыбовые хребты; 21-эрозионно-денудационные хребты; 22-вулканические щитовидные горст-антиклинальные и сводово-горстовые массивы; 23-вулканические плато и равнины; 24-лаккалиты; 25-грязевые вулканы; 26-структурно-денудационные депрессии; 27-грабень-синклинальные депрессии.

Касаясь долины реки Хзанор Г.А. Лейкин 22, с.11-12 подчеркивает, что направление ее долины в значительной степени обусловлено тектоническими процессами и приурочено к зоне разломов общекавказского простирания. Форма долины в поперечном разрезе V-образная, что типично для большинства рек описываемой территории. Ширина днища долины р. Хзанор меняется от 50 до 270 м, а русла -- от 8 до 19 м. Продольный профиль долины реки выработан достаточно полно. В полосе предгорий Уллучай протекает на протяжении 15 км и имеет широкую плоскодонную долину, заполненную толщей аллювиальных отложений. Здесь наибольшее распространения получили пойма (имеющая на ряде участков два уровня) и надпойменная терраса, достигающая высоты 4--6 м, шириной 100--130 м (над уровнем верхней поймы). II надпойменная терраса не имеет сплошного распространения, однако значительные ее участки (по протяжению) отмечаются на обоих берегах Уллучая. Ее относительная высота 5--7 м, а ширина -- от 70 до 300м 23, с.36.

На тех участках долины р. Хзанор, где ее ширина резко увеличивается, главным образом в правобережье можно наблюдать наличие уступов трех надпойменных террас. 1-я надпойменная терраса высотой 1,5 метра и шириной 5--10 метров является аккумулятивной. Слагается она песчано-галечным и валунно-галечным материалом алевролитового, а также алевритисто-аргиллитового состава. 2-я и 3-я надпойменные террасы являются цокольными и имеют высоту, соответственно, 3 и 9 метров. Ширина этих террас -- от 30 до 70--80 метров. Цоколь террас представлен выветреными аргиллитами и перекрыт аллювием мощностью от 0,6 до 1--2 метров, состоящим из песка, гравия и галечника, с включениями валунов. Размер галек -- 2--4 см, а валунов -- 15-- 20 см. Состав их алевролитовый и аргилитовый. В пределах селения Бежта эти террасы почти без перерыва прослеживаются вдоль правого берега на расстоянии свыше 1 км. Возраст указанных террас можно определить только условно, путем их сопоставления с террасами бассейна реки Самур.

Рассматривают надпойменные террасы реки Уллучай и Г.А. Лейкин в совместной работе с И.Г. Магомедовым 24, с.37-38. По их мнению, строение I террасы в левобережье по обнажении высотой 4-4,5 м следующее: в нижней части обнажения мощность от 1 до 2 м наблюдаются включения валунов до 0,6 м в диаметре с галечником до 17 см в диаметре. Выше идет слой мощностью от 1 до 2,5 м, сложенный мелкой, хорошо окатанный галькой и гравием. Еще выше расположен слой мощностью от 0,7 до 1 м, сложенный крупной галькой и валунами 0,5 м диаметром. Этим слоем заканчивается толща речного аллювия, выше которого располагается слой суглинистой почвы мощностью от 0,5 до 1 м. Строение II надпойменной террасы рассмотрим на том же участке в правобережном обнажении. Общая высота обнажения -- 5-6м. От тылового шва вверх до высоты 1,8--2 м наблюдается наличие валунов до 0,4--0,5 м в диаметре с вкраплением крупной гальки. Выше расположен слой мощностью 1--1,5 м, лишенный валунов и сложенный преимущественно галькой до 12-15 см в диаметре. Еще выше прослеживается слой мощностью 1 --1,5 м, сложенный валунами и крупной галькой. Следующий слой имеет мощность 0,5 м и сложен гравийно-песчаным материалом. Вышележащий слой мощностью от 0,4 до 0,5 м и включает в себя гальку средней величины. Самый верхний слой мощностью 0,5--0,6 м представлен суглинистой почвой. III надпойменная терраса Уллучая имеет цокольное строение и прослеживается в левобережье реки. Здесь на ней располагается наиболее возвышенная часть с. Маджалиса. Ширина террасы составляет 200--300 м, относительная высота -- около 30 м. При выходе из полосы предгорий долина Уллучая расширяется до 3--5 км, а II и III надпойменные террасы сплошного распространения не имеют. I надпойменная терраса в нижнем течении Уллучая достигает высоты 6--8 м и покрывается мощным слоем суглинков с почвенным покровом мощностью до 2--3 м. 24 По мнению Б.А. Будагова 9, с.53-60 в долинах рек южного склона Главного , Кавказского хребта выделяется 17 террас на высотах 0,5--2; 6--8; 10--15; 30-35; 40-45; 50--55; 65--70, 75--80; 90--115; 120--136 -145; 150--155; 175; 190--200; 210--220; 240--250 м. Первая -- 0,5--2 м -- терраса, сложенная селевыми отложениями, пользуется повсеместным распространением. Она преимущественно аккумулятивная. Аккумулятивно-эрозионные и эрозионные участии ее встречаются в среднем и особенно часто верхнем течении рек; почти всюду перекрыты современными отложениями. На поверхности террасы иногда встречаются крупные селевые валуны, объемом около 100-120м. Первая терраса особенно широко распространена в вершинных частях конусов выносов и в расширенных участках речных долин. Вторая -- 6--8 м -- терраса имеет широкое распространение. 9, с.53-60 Эта терраса распространена почти во всех бассейнах рек исследуемой территории. Б.А. Будаговым в цитируемой работе высота второй террасы увеличивается за счет молодых селевых отложений и боковых конусов выноса до 20 м (р.Козлудере, левый приток р. Шинчай.). В эти отложения русла реки врезано на глубину 18 м. Такое мощное накопление отложений конусов выноса на поверхностях низких террас связано с развитием на склонах долин рек молодых регрессивно растущих оврагов. В долинах рек широко развита пойма, выполненная селевыми отложениями. Высота её над урезом рек иногда равна 8м. Третья (10--15м) терраса распространена в долинах рек Кишчай, Шинчай, Дамирапаранчай, Кадакачай и других и является преимущественно аккумулятивной. Как и более низкие террасы, почти во всех речных долинах она приурочена к расширенным. участкам. Часто этой высоте (10-15м) соответствуют молодые террасы сложенные селевыми отложениями за последние десятилетия. Четвертая (20-25 м), пятая (30-35м), шестая (40-45м) и седьмая (50-55 м) террасы также являются преимущественно аккумулятивными. Их поверхности на отдельных участках довольно широкие (особенно в бассейне р.Фильфиличай), склоны обрывистые9, с.60. Интенсивные зкзогенные и эндогенные процессы, развитые в бассейнах рек южного склона Главного Кавказского хребта, обусловливают быстрое разрушение и размывы речных террас. Сели уносят аллювиальные отложения, накопленные по бортам речных долин. Террасы интенсивно разрушаются также под действием оползней, оползневых обвалов, широкораспространенных на склонах речных долин 9, с.57.