border=0

Slopes, slopprosessen en slachrelief

It begryp "slop". Slope klassifikaasje. As al neamd wurdt, bestiet de reliëf fan it ierdbeving fan in kombinaasje fan hichtepaden en sub-horizontale oerienkomsten. Neffens S. S. Voskresensky moatte plakken soargje dat sokke plakken dêr't de kompleks fan swiertekrêft, dy't de hichte rjochte is, spilet in beslissende rol yn 'e beweging fan in substansje. By iggen fan ynkniping fan 1-2 °, is de komponint fan 'e besnijing fan swiertewjit, dy't neigeraden it parten fan' e hichte ôf te ferwiderjen, is noch altyd lyts, en sokke oerienkomsten binne net ta hichte. Mar ek sûnder harren jildt it diel fan steilen mear as 80% fan 'e hiele lânsflak. Dit befettet al it be>

De krêft fan swiertewêzen op 'e hichten is tsjinsteld troch de adhesjonêre krêften fan loslizzende dieltsjes tusken harsels en mei ûndergrûn ûnwettersume bedrock. It ferhâlding fan 'e komponint fan swierte en adferinsje bepaalt de rin fan' e prosessen dy't op 'e hichten binne. De ferhâlding, ôfhinklik fan in protte faktoaren, is oars. Dit is de reden foar de ferskaat fan slopprosessen, dy't hjirûnder besprutsen wurde. De beweging fan saken op 'e hichten kin beoardield wurde op basis fan direkte fjildbeheardingen en yn it gefal fan lytse snelheid fan dizze prosessen - op grûn fan it ûndersyk fan de morphology fan' e hellen en de struktuer fan de hichteposysjes.

De prosessen op 'e plakken liede ta beweging, en ûnder geunstige omstannichheden, oan' e accumulation fan waarme produkten, dat is ta de formaasje fan sawol ûntwikkele en akkulative foarliedingsfoarmen. Slopendudaasje is ien fan 'e wichtichste exogenous faktoaren fan reliëffoarming en de wichtichste leveransier fan materiaal dêr't alluviale, glazialen, marine en oare genetyske soarten soedeminten foarme binne.

Der is in hege ferhâlding tusken wetter- en slopprosessen: it rapportearje fan loslizzende wettersportprodukten út 'e hoartsjes lûkt de "frisse" rock en ferbettert dêrmei it wetterskip. Sleurendens fan 'e hellen is yngeand fan' e accumulation fan waarme produkten, dy't it fierdere wetterskip bedragt, mar draacht by oan 'e ferfeling fan hellingprosessen. Dêrnjonken bepaalt S. Voskresensky, de taryf fan hellingprosessen úteinlik bepaalt de snelheid fan 'e derudaasje.

Koartsein is in soad omtinken jûn oan 'e stúdzje fan helling en slopprosessen. Dizze stúdzje hat sawol in wittenskiplik ynteresse (jo kinne de genesis en skiednis fan 'e ûntwikkeling fan' e reliëf fêststelle), en in geweldige praktyske wearde. De stúdzje fan helling en slopprosessen is benammen wichtich yn tapastlike ûndersiken, dy't besykje om boaiemoerosaasje te bestriden, yn it ûndersiikjen fan bouwen fan struktueren op hichtepaden, yn it sykjen foar depotsjes fan ferskate mineralen, ensfh.

Oanmerkingen fan de formaasje fan hichten binne foar it earst yn 'e morphology útdrukt, dat is yn' e eksterne funksjes fan 'e hichten: steepheit, lingte, foarm. De plakken wurde ferdield troch steilens yn steile (in -35 °), ôfstannen fan gemiddelde steapens (a = 35-15 °), slach (a = 15-5 °), tige slach (in == 5-2 °). Soks in divyzje hat wat genetyske betsjutting en makket it mooglik om de natuer en de yntensiteit fan moderne hellingprosessen te beoardieljen.

De lingte fan de havens is ferdield yn >

De foarm fan de profilenkepels kinne rjocht, konvex, konkaven, konvex-konkav wêze. It oerflak fan elk fan 'e neamde sliepkes kin komplisearre wurde troch stappen, opheven en fallei fan ûnregelmjittige skerpe, ensfh. De foarm fan it profeet fan' e plassen draacht benammen grutte ynformaasje oer de prosedure op har, en soms makket it mooglik om de aard fan 'e ynteraksje fan' e endogene en exogene krêften te beoardieljen.

Slopende dielen fan 'e ierde' s oerflak (hichte) berikke fan aktiviteiten fan 'e endogene of ekogene krêften. Dęr kinne alle hichten in hichte yndielde en endogene oarsprong yndield wurde.

De rinnen fan endogene oarsprong kinne foarme wurde as gefolch fan tektonike bewegings fan 'e ierde' s krust, magmatisme, ierdbevings. De rinnen fan tektonike genesis kinne ûntsteane as gefolch fan oszillatoryske bewegings fan 'e ierde' s krust, foldwaande of brekke tekoarten. De rinnen dy't mei de manifestaasje fan magmatism ferbûn binne, kinne fanwege de manifestaasje fan sawol yndruklik en effektyf magmatism wêze. Mei in bepaalde mjitte fan betingst, kinne de hichten dy't troch de aktiviteit fan platen-fulkanen (pseudovolkaanika) ûntstien binne oan 'e ôfstân fan endogene oarsprong.

Under de rinnen fan exogene komôf, yn oerienstimming mei de besteande eksooglike faktoaren, kinne hichteferskillen fan oerflakte wetters (floeiende hichten), de aktiviteit fan marren, sân, gletsjers, wyn, grûnwetter en gefrissene prosessen kinne ûnderskieden wurde. Dizze groep moat de skiven beynfloedzje troch organismen (koraalfiven), en ek de hichte út menschlike aktiviteiten. Faak kinne hellen makke wurde troch de kumulative aktiviteit fan twa of mear ekogene aginten.

De rinnen fan exogenous, lykas fulkaan en pseudovolkaanske komôf kinne foarme wurde troch de ûntwinning en troch de accumulation fan materiaal, en yn oerienstimming mei dit kin ferdield wurde yn pens, denudaasje (ûntwikkele) en accumulative. Denudaasjepannen kinne, yn oerheid, ûnderferdield wurde yn struktureel, romtlik oerienkomt mei de fallei en staking fan 'e pakken resistinte lagen, en struktureel rinnen, dêr't gjin soksoarte oerienkomst is.

De helling dy't fan 'e boppesteande prosessen resultaat bliuwe net bliuwend, mar wurde ûnder ynfloed fan in oantal prosedueres feroare. It binne dizze prosessen dy't Yu. G. Simonov neamde , yn tsjinstelling ta de slopfoarmjende prosessen, as gefolch dêrfan de earste (primêre) skuorjende oerflakken foarmje. Yn 'e natuer binne dizze prosessen ynterlike ferbûn. Al yn 't begjin fan' e formaasje binne de oanstriidfergrutting oan dy of oare hegensprosessen belutsen, dus is it morfoallike uterlik fan 'e oerweldige mearderheid fan' e hichten it resultaat fan 'e kombinearre ynfloed fan slopfoarmjende en slopprosessen. Allinich yn guon gefallen binne de prosessen fan formaasje en transformaasje fan hellen yn 'e tuskensbrutsen. In foarbyld fan dizze soarte kin de formaasje fan in skerpe wurde yn in ierdskodding en syn lettere transformaasje troch neigeproses, ensfh.

Ofhinklik fan 'e morfologyske funksjes fan' e hoarnen, de kompensaasje en dikte fan 'e loslizzende deposysjes op' e hichten, as ek op 'e spesifike fysike en geografyske omstannichheden, binne de slopprosessen hiel ferskillend. Neffens de funksjes fan 'e slopprosessen identifisearret S. S. Voskresensky de folgjende typen fan hichten.

1. De rinnen fan 'e eigentlike gravitatyf. Op sokke plakken mei in steepheit fan 35 ° -40 ° en mear binne fragmen dy't út waarme prosessen spontaan (ûnder de aksje fan swiertekrêft) rinne nei de foet fan de hichten. Dizze steane ûnderdiel fan ierdbeving, skree, lykas avalanche-hichten.

2. De rinnen fan blokbewegingen. Ferwurden as it ferhúzjen fan de hichtepunt fan stiennen fan ferskillende dimensjes. Grûnwetter draacht it signifikant oan ta ferplichtsjen, hoewol de rol fan graviteit bliuwt signifikant. De steat fan sokke slachjes rint fan 20 oant 40 °. Dizze steane ûnderdielen fan ierdbeving, hichtepaden fan ierdbeammen-rallyen en hichtepaden.

3. De rinnen fan 'e massenferfeling fan' e dekking fan los materiaal. De natuer fan 'e ferfeling fan' e boaiem is ôfhinklik fan syn konsistinsje, op grûn fan it bedrach fan wetter yn 'e grûn. Massenferfanging fan materiaal komt op 'e hichten fan ferskate steapens: fan 40 oant 3 °. De rinnen fan 'e massaasjeferfanking fan it materiaal binne sulverfluksje, helling fan stadige sulverfluking, ferdjipping (krûp), ensfh.
4. Diluviale plakken (planêre ferwidering). Deluviale prosessen binne ôfhinklik fan in oantal faktoaren, en yn it foarste plak op 'e steat fan' e oerflak fan de hichten. Se wurde beoardiele op steile en tige sêne (2-3 °) hichten.

Slopeprosessen en slachterigens. Litte wy yn detail mear beskôgje wat fan 'e prosessen dy't op' e hichten opkomme, en har morphologyske resultaten.

Landslidepannen. De omslach is it proses fan skieding fan it grutste part fan 'e rocks fan grutte blokken en har lettere beweging yn' e hichte. De kolof is foarôfgeand oan it ûntstean fan in kraak of in systeem fan skuorren, dy't dan liedt ta skieding en ôfbrutsen fan 'e rockblok. It morfologysk gefolch fan 'e ferdwûnen is de foarming fan muorren (fleantugen) fan' e ferdwinen en nieren yn 'e boppesteande dielen fan' e hellen en de accumulation fan kolloprodukten by harren foetten.

Wynstâlen binne frijwat glede oerflakken. faak oerienkomt mei ferkearde fleantugen en reservoirgrins. Se wurde bepaald op hichte mei in steile fan 30-40 °. Nieren wurde foarme op steile hichten. De steepheid fan 'e muorren rint 90 °, somtiden binne njoggen beheind troch oerhelling fan skaden. Well-defined niches eens in heule sirkulêre beker yn 'e uterlik.

It akkumulatyf ûnderdiel fan 'e ierdskodding hat unregelmjittige hillyferliening mei de hichte fan hichten fan in pear meter oant 30 meter, minder faak mear. It is gearstald út grobskastysk materiaal. De grutte fan 'e snoek rint fan tsientallen santimeter oant tsientallen meter.

De ierdbeving wurdt beoardield yn sawol yn 'e bergen as op' e flanken. De meast ambisjeuze ierdbeving yn 'e bergen. Sadwaande, mei in ynfal yn 'e delling fan' e Murgab River (Western Pamir, 1911), waard it fermogen fan 'e opfallende rock mear as 2 km3, en har massa wie sawat 7 miljardûntstiennen. As wy dizze massa fergelykje mei de hurde stream fan' e Wolga (sa'n 25 miljoen ton / jier) Dêrnei is, yn ferliking fan 'e skaal fan it relieffoarmjende proses, de kamping yn' e Murghab-dale is lykweardich te meitsjen oan it fermogen fan materiaal dat troch de Wolga foar 280 jier fêstlein is. Sels earder ambisjeus ierdbeving is bard yn 'e Alpen. Neffens A. Gerhard, de grutste fan har is likernôch 15 km3, en it gebiet beset troch grûnslachsmassen is 49 km2.

Bergen falle yn 'e bergen faak liede ta blokkearjen fan rivierdalen en de formaasje fan marren. Dit is de oarsprong fan Lake Ritz yn 'e Kaukasus, Issyksee yn' e Trans-Ili Alatau, Sarez yn 'e Pamirs en in soad oaren yn in heule berchige wrâld fan' e wrâld.
Grutte ierdbeving ûntstiet yn in protte fragminten fan ferskillende maatregels en ferpleatst de hichte nei har basis, wêr't se troch ynertia trochsetten wurde of trochgean. Der binne gefallen dat de massa's opsmiten by steile hichten fan smelle berchdalen op in ôfstân fan 7-12 km. By it bewegen fan 'e dellingen streamt stiennen flinke wurk oan it feroarjen fan it oerflak fan de hichten fan de dellingen. Neffens S. N. Matveyev, in stream fan felsige snoek yn ien fan 'e Alpine dieren, hat in seis oant tsien meter dûns makke mei in breed fan 10-20 m.

Slagjen fan lytse massa's fan rock, besteande út fragminten, net grutter as 1 m3 yn grutte binne rockfallen neamd . It moat fêststeld wurde dat de ierdbeammen en felsfallen, mei skree en avalanches, hast it wichtichste wurk dwaan om de berchpannen te ferneatigjen.

Scree slopen. De ûntjouwing fan snoekblau is benammen troch fysyske wettering. De meast typyske skree wurdt bepaald op de hichte, klokken of skiep. De klassike útsprekkende skree ûnderskiede de snoeppanne, de skuorre en de kegel skree. De skerpe sliep is gearstald út eksposearjend stien, dy't ekspresearre is oan fysike wettering. Wetteringprodukten - smoare stiennen, beammen, hingje de hichte, hawwe in meganyske effekt op 'e oerflak fan' e hinnensee en meitsje in draak yn - in skreepakje mei in djipte fan 1-2 m en in breedte fan meardere meters. De breed kin tsientallen meter berikke. Melt en reinwetter djipperje de rinnen, dûke de dûnsjen fan 'e hellen, de rêch fan' e hichte wurdt skalloped. Somtiden is it reliëf fan 'e demudaasjepart fan' e skreepens tige komplekse, útfierd troch in systeem fan tuorren, kolommen, ensfh.

De beweging fan smoargens op lossteande hichten bliuwt oant de hichtepunt fan it oerflak minder wurdt as de winkel fan repose. Fan dit momint ôf begjint de accumulation fan smoargens, it meitsjen fan in kegel fan smoargens.

Scree kegel kinne mei elkoar stekke, grouwe klastysk obvalny materiaal wurdt mei har mingd, en úteinlik wurdt in trochgeande plume fan grutte en lytse fragminen fan 'e rocks foarme op' e foet fan 'e hichte. Sedimenten wurde foarme, dy't nammentlik kolovialsk wurde of gewoan colluvial. Colluvium is karakterisearre troch minne sortearring fan it materiaal. Ien fan 'e struktureel funksjes fan colluviale depots is dat de grutste fragminten de fierste fermogens lâns de accumulative diel fan' e skreepline foarmje en de foet fan 'e skree foarmje.

Yn it optreden fan ierdskodding nimt de skerpe partisipaasje wetter oan. Reint en meltwetter ûntwikkelje rissen, wêrby't it ferdwinen fan 'e kromme massa foarkomt, en ek bydrage oan it ferneatigjen fan' e rots by it frijen yn 'e rissen. De ferneatiging wurdt fersterke troch it feroarjen fan it fermogen fan 'e rots by it feroarjen fan focht en droege. Frageminten fan ferskillende foarmen en maatfoarmen foarmje, dy't in steile stein ha, benammen ûnder de aksje fan dregens.

Mei heftige reinwetter opnimme streamen fan wetter dy't de hichte rinne omheech en yn beweging net allinich lytse dieltsjes, mar ek grusje, fyn rêst. Der is in mudstone mass - mikrochips. Mei in lege wiziging yn 'e helling, sette de mikrofoans de material yn' e foarm fan in lytse "breedte" mei in útwreide en fersmoarge diel oan 'e basis. Sokke "streamen" ferfele yn har beweging kinne faak sjoen wurde yn 'e legere dielen en oan' e foet fan 'e plassen fuortendaliks nei' e oerwinter. Yn dit proses nimme de krêften fan dregens en streamende wetter in likense part te nimmen.

Avalanche rint. De sniemassen slide del en del út in hichte binne in lavalte neamd. Avalanches binne in karakteristyk karakter fan 'e berchhelpen wêryn in fêste sniekeak foarme wurdt. Ofhinklik fan 'e natuer fan' e snuorjende beweging op 'e plakken, identifisearret G. K. Tushinsky trije soarten avalanches: osovy, fluvial en sprongen avalanches.

Waskjes wurde neamd as snie ôfsluten fan in breed front (bûten string fêste kanalen). By wapens is in glêzige snie 30-40 sm dęrby belutsen yn 'e beweging. De geomorphologyske rol fan dizze soarte fan lavalan is net te min. Allinich bytiden by de foet fan 'e plakken wurde lytse rêden foarmje, besteande út materiaal dat troch de wisp fan' e hichte fongen is.

Avalanche avalanches ferpleatse by stride fêste kanalen faak troch tydlike streamingen. Yn cisterne avalanche binne, yn oerhearsking, lynfaltsjinsten goed útsprutsen, lannen dêr't de sniemassa ferhurde, en fan fuotgongers. Lavrinboarjende depresje binne faak ferstjerren fan strafpunten of erosion-denudaasje-hynstertunnels.

Avalanche trays binne steepmuorre ynsjes mei polige hellen, meastentiids fan fegetaasje. Yn it krúspunt binne se faak troffoarmige. It longitudineel profyl fan de trays kin flak wêze of mei hichte fan ferskate dimens. Avalanchefetten binne goed identifisearre op 'e grûn en wurde ûntbûn op loftfotografyen troch in oantal yndirekte tekens: avalanche webs, d., Streken dy't gjin beam fegetaasje hawwe, feroaringen yn' e natuer fan fegetaasje, ensfh.

De avalanche- ûntbiningskes besteane út snie mei mûlegemerming mingd. De detritus, dy't út 'e lavalske snie lûkt en sammelet fan jier nei jier oan' e basis fan 'e lavaljebakken, biedt in soart fruchtbere stratum, dat faaks wol "laven" neamd wurdt. Avalanche-ferwûningen besteane út unstortearre klastysk materiaal en befetsje in grut oantal organike residuen - fragminten fan beammen, soad, ensfh. It oerflak fan lavalanetwetterkonsinen troch de ûnberegige ynhâld fan klastysk materiaal yn 'e lavale skimassen is ûnjildich en hilly.

Wannear't avalanches op in flach of in lege oanstriid fan 'e delling ûndergeane, wurdt alluvium swelling soms beoardield. As gefolch dêrfan binne de ruten lykas de snolrollen, dy't nei de trochgong fan 'e snieklierende wedstien foarmje, binne makke. Ofhinklik fan 'e krêft fan alluvium, kin de hichte fan de rigen fan 10-15 sm oant 2-5 m ferskille. Troch de frijwilliging fan alluvium kinne ferskate linen fanôf de hichte oan' e oare kant fan 'e rivier kinne fan terpen fan in hichte fan 2-3 m.

Sprutsen avalanches binne ûnder oaren tray avalanches, it longitudinale profyl wêryn't karakterisearre is troch it oanwêzigens fan steile ôfdielingen. Morphologyske tekeningen fan spronglizzende avalanches binne net hiel oars as fan platenavalanches.

De relieffoarmjende rol fan avalanches hinget ôf fan har grutte en frekwinsje fan komôf. De grutte en de frekwinsje fan 'e ôfstân, op' e hichte, binne relatearre oan de grutte fan 'e libbens-sammeljende tinten, de lingte en steepheit fan de hichten, it bedrach fan' e sulveren, en de waarmte yn 'e tiid fan' e avalanches. Dryden en wiete snie avalanches hawwe in oare effekt op it bedriuw.

Landslidepannen. Yn tsjinstelling ta de prosedueres dy't hjir besprutsen binne, wurdt yn 'e slide in monolitikale stienblok ferspraat. Sliedingsprosessen binne altyd hydrogeologysk kondisearre. Se foarkomme as permeabelere fytsen it hinderskip fan djoerder fytsen, meast foarklei, ûnderbringe. Образованию оползней особенно благоприятствует такое залегание пород, когда падение кровли водоупорных пород совпадает с направлением уклона поверхности. Водоупорный горизонт при этом служит поверхностью скольжения, по которой более или менее значительный блок породы соскальзывает вниз по склону. При оползании порода может частично дробиться, превращаться в бесструктурную массу. Скопление оползневых масс у подножья склонов называется деляпсием. Размеры оползней сильно варьируют. Встречаются громадные оползни, захватывающие сотни тысяч кубических метров породы, и малые, объем которых не превышает нескольких десятков кубометров.

Оползни образуются как в горах (в областях развития слабосцементированных пород), так и на равнинах, где они приурочены к берегам рек, морен, озер. Возникают оползни на крутых склонах, наклеен которых равен или превышает 15^. При меньших углах оползни образуются редко.

При оползаннн формируется определенный комплекс форм рельефа: оползневой цирк, ограниченный стенкой срыва оползня (оползневым уступом), оползневой блок, характеризующийся в большинстве случаев заирокинутостью верхней площади (оползневои террасы) в сторону оползневого склона и крутым устучо.ч, обращенным в сторону реки, моря или озера по направлению движения оползня. В некоторых случаях в результате деформации поверхностных слоев породы движущимся оползнем возникает напорный оползневой вал. Такие оползни называют детрузивными в отличие от деляпсивных, свободно соскальзывающих к урезу реки или моря. Морфологические элементы оползня показаны на рис. 40

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

Оползни-сплывы— мелкие формы оползневых деформаций, возникающие на склонах средней крутизны (15—30°). Они образуются за счет сплыва рыхлого материала по поверхности скальных пород или мерзлых грунтов и захватывают толщу мощностью от 2 до 5м. В результате на склоне образуются линейновытянутые полосы, глубина которых соответствует мощности оползшего слоя, а у подножья склона нагромождаются массы сплывшего материала с беспорядочной бугристой поверхностью.

С. С. Воскресенский выделяет еще оползни-оплывины, представляющие собой мелкие блоковые оползни, захватывающие толщи пород от 0,3 до 1,5 м. Ведущее значение в их образовании имеет увлажнение верхнего горизонта рыхлых осадков, слагающих склоны, иногда только почвенного слоя.

Для выявления оползневых склонов исключительно важное значение имеет изучение морфологии склонов. Свидетелями развития на склоне оползневых процессов служит появление беспорядочной бугристости на поверхности и в основании склона, наличие террасовидных площадок, запрокинутых в сторону берега, свежих стенок отрыва, замкнутых западин и других форм, чуждых обычному склону реки или берегу моря. Следует заметить, что крупные оползневые тела на склонах могут быть приняты за речные, озерные или морские террасы. Это один из видов так называемых псевдотеррас, От обычных речных, озерных или морских террас оползневые псевдотеррасы отличаются более неровным рельефом, запрокинутостью в сторону берега, невыдержанностью по простиранию и высоте.

Одним из основных отличий оползневых псевдотеррас от обычных является отсутствие на их поверхности речных, озерных пли морских отложений. Строение псевдотеррас идентично строению склонов, на которых идут оползневые процессы.
Склоны отседания по условиям образования близки к блоковым оползням. Они развиваются на крутых склонах (не менее 15°) значительной относительной высоты.

Отседание склонов возможно в кристаллических и достаточно прочных осадочных породах. Этот процесс широко распространен на Среднесибирском плоскогорье, где явление отседания развивается особенно интенсивно в случае залегания траппов на осадочных породах, способных к пластическим деформациям (глины, мергели, алевролиты). Благодаря пластическим деформациям пород, подстилающих траппы, последние разбиваются трещинами, все более и более расширяющимися и углубляющимися. Это приводит к отделению и последующему дроблению (в результате обвала) отделившихся блоков, объемы которых могут колебаться от десятков до тысяч кубических метров. С явлением отседания связано распространение «рвов отседания»— глубоких (до 20 м) и широких (до 100 м) трещин, идущих параллельно склону. Длина рвов отседания исчисляется сотнями метров. В плане они прямолинейны или имеют ломаные очертания.

В суглинках с четко выраженной вертикальной отдельностью блоки отседания часто соскальзывают вниз, не опрокидываются, а прислоняются к «материнскому» склону. Такие формы отседання получили название «осовов».

Солифлюкционные склоны. В странах с сезонным промерзанием поверхностного грунта п особенно в областях с вечной мерзлотой распространенным типом склоновых процессов является солифлюкция. Грунт насыщается влагой за счет таяния содержащегося в нем льда. Консистенция грунта становится жидко-текучей, т. е. он приобретает способность растекаться тонким слоем. Скорость солифлюкционного движения измеряется миллиметрами и даже сантиметрами в секунду. Преобладающие скорости от 3 до 10 м в год. Такую солифлюкцию называют быстрой в отличие от медленной солифлюкции, о которой речь пойдет ниже. Мощность солифлюкционных потоков невелика—20—60 см. Лишь в нижней части склона, где движение солифлюкционного потока замедляется, мощность медленно текущей массы может увеличиваться до метра и больше: образуются натечные солпфлюкционныс терраски в виде языков. Ширина языков-террасок может достигать нескольких десятков метров. В высоких широтах солифлюкция служит одним из основных поставщиков материала с междуречий в долины рек и временных водотоков.

Склоны медленной солифлюкции. Медленная солифлюкция — движение массы грунта, обладающего вязко-текучей консистенцией, т. е. способностью растекаться толстым слоем. Возникает медленная солифлюкция в случае, если рыхлые массы песчано-глинистого материала, насыщенные водой, не в состоянии длительное время сохранять уклон своей поверхности. К склонам медленной солифлюкции относится большинство склонов в арктических и субарктических районах. В умеренных широтах с гумидным климатом медленная солифлюкция наиболее характерна для нижних, лучше увлажненных частей склонов. Таким образом, склоны медленной солифлюкции пользуются довольно широким распространением. Процессы медленной солифлюкции могут происходить даже на отлогих склонах, крутизна которых всего 3—4°.

Скорость движения грунта при медленной солифлюкции зависит от длины, крутизны и характера поверхности склонов, механического состава и мощности рыхлого чехла, наличия или отсутствия подстилающих водоупорных пород. Преобладающие скорости – от десятков сантиметров до 2 м в год.

Благодаря относительно равномерному и постоянному течению процесса, склоны медленной солифлюкции не имеют специфических морфологических черт и характеризуются ровной поверхностью.

Процессы медленной солифлюкции довольно широко распространены во влажных тропических районах, где вязко-текучая консистенция грунта обусловлена обильными атмосферными осадками в течение всего года или значительной его части. Такую солифлюкцию называют медленной «тропической» солифлюкцией. Благоприятствуют ей, кроме обилия осадков, интенсивное химическое выветривание, дающее большое количество глинистого материала, а также значительное количество коллоидных растворов, связанных с пышным развитием растительного покрова.

Как разновидность склонов медленной солифлюкции можно рассматривать курумы. Курумы— поверхности, образованные скоплением глыб размером от десятка сантиметров до 3 м в поперечнике с незаполненными мелкоземом межглыбовыми полостями. Курумы довольно широко распространены в горных районах и на плоскогорьях, в строении которых участвуют скальные породы. С. С. Воскресенский делит курумы на курумы-осыпи, возникшие как осыпь и живущие потом как курумы, и «настоящие» курумы, питающиеся снизу за счет разрушения подстилающих пород. Курумы встречаются и на крутых (20—30°) и на слабонаклонеиных или даже горизонтальных поверхностях вершин и горных седловин. Границы курумов с соседними задернованными склонами довольно четки, особенно верхняя (по склону). Поверхность курумов неровная. Колебания ее относительных высот зависят от величины обломков и характера их залегания. Заглубление верхней части курума по отношению к поверхности задернованного склона и выступание над его поверхностью нижней части курума свидетельствует о том, что смещение материала вниз по склону на куруме совершается быстрее, чем на соседнем задернованном склоне. Текстурные особенности курумовых отложений свидетельствуют о том, что материал в них движется не только вниз по склону, но и по нормали к нему, следствием чего является неплотная упаковка глыб и миграция крупных глыб к поверхности курума.

Линейновытянутые курумы называют каменными реками. Длина каменных рек, по данным С. С. Воскресенского, на Среднесибирском плоскогорье достигает 500 м, а в Забайкалье и Восточном Саяне превышает 1 км. Ширина их различна—от десятков до сотен метров. Скорости движения каменных рек могут достигать 1,5 м/год, чаще 0,2—0,3 м/год. «Истоками» каменных рек часто являются обширные по площади «настоящие» курумы, именуемые иногда «каменными морями».

Дефлюкционные склоны. На многих склонах, имеющих сомкнутый растительный покров, нет ни осыпного, ни делювиального сноса, но тем не менее происходит, хотя и медленное, но постоянное, или, как говорят, вековое перемещение коры выветривания. Механизм этого перемещения связан, главным образом, с колебаниями температуры и влажности. Частица грунта, нагреваясь, расширяется. Находясь на наклонной поверхности, она испытывает действие силы тяжести, которая в этом случае может быть разложена на два вектора—один направлен но склону, другой—по нормали от поверхности склона. Расширяясь, частица как бы поднимается ближе к поверхности и, выведенная из состояния равновесия, успевает пройти некоторое расстояние вниз по склону. При понижении температуры частица опускается, но уже не на то место, с которого она сдвинулась при нагревании. Так проходя каждый раз микроскопически малые расстояния, частица очень медленно сползает вниз по склону. То же происходит со всеми окружающими ее частицами грунта. Механизм движения частицы за счет изменении увлажненности в принципе тот же, добавляется эффект пластичности грунта. Перемещение грунта вниз по склону происходит также за счет изменения его объема при переменном промерзании и оттаивании. Такое медленное смещение коры выветривания (при ее глинистом или суглинистом составе) может протекать со скоростью от 0,2 до 1,0 см в год. Этот вид движения получил название дефлюкции, или крипа . О существовании этого вида движения можно судить по таким признакам, как «слоистость течения», обнаруживаемая на вертикальном разрезе коры выветривания, направление «щебневых кос» в местах близкого залегания к поверхности коренных пород, изгибание вниз по склону корней растений, и некоторым другим. Дефлюкционные процессы протекают на склонах крутизной 10—35°.

Подобно склонам медленной солифлюкции, дефлюкциоииые склоны характеризуются ровной поверхностью и специфических морфологических черт рельефа не имеют. Поэтому задернованные или занятые лесом дефлюкционные склоны с первого взгляда могут показаться «мертвыми», неразвивающимися.

Если скорость движения превышает указанные выше пределы (что может произойти при высокой степени увлажнения поверхностных слоев грунта), дсфлюкционное смещение может привести к разрыву дернового покрова. Тогда массы движутся уже не в виде медленно сползающего сплошного слоя, а в виде прерывистого сползания отдельных блоков поверхностного слоя, т. е. оно напоминает в миниатюре оползневой процесс. Эта разновидность дефлюкции называется децерацией. О существовании децерационного движения можно судить по наличию микроступенчатости на склоне. Дерновый покров оказывается разорванным, и на вертикальных гранях ступенек обнажаются почва или кора выветривания.

Определенную роль при децерационных процессах играет увеличение нагрузки на грунт, в частности выпас скота. Следует заметить, что скот не только способствует увеличению децерации, но и появлению рельефа «коровьих троп». Используя горизонтальные площадки микроступенек, животные протаптывают тропы. В результате на склоне образуются волнистые мпкротерраски, тянущиеся на десятки и даже сотни метров.

Делювиальные склоны. Делювиальными называют склоны, на которых перемещение материала вниз по склону происходит в результате стока дождевых или талых вод в виде тонких переплетающихся струек, густой сетью покрывающих всю поверхность склонив. Энергия («живая сила») таких струек очень мала. Однако и они в состоянии проводить большую работу, смывая мелкие частицы продуктов выветривания и отлагая их у подножья склонов, где формируется особый тип континентальных отложений, называемых делювиальными или просто делювием . Делювий чаще всего представлен суглинками или супесями. Однако состав его может меняться в широких пределах в зависимости от факторов, обусловливающих делювиальный смыв. Делювий характеризуется отсутствием слоистости или грубой слоистостью, параллельной склону, слабой сортированностью слагающих его частиц, крупность которых, как правило, уменьшается по мере удаления от подошвы склона. Часто делювиальные отложения бывают окрашены в различные оттенки серого цвета. В результате делювиального смыва уничтожается верхний (перегнойный), наиболее плодородный горизонт почвы, который и придает сероватую окраску отложениям. Уничтожением верхнего слоя почвы делювиальный смыв наносит большой вред.

Интенсивность делювиального смыва зависит от целого ряда факторов: от крутизны, длины склона и состава слагающих его пород, характера атмосферных осадков, интенсивности весеннего снеготаяния, от микрорельефа и характера поверхности склонов (занят ли склон лугом, пашней или лесом). Следует отметить, что характер растительного покрова (наличие или отсутствие дернины на склоне) более чем любой из перечисленных выше факторов влияет на интенсивность делювиального смыва. В естественных условиях леса и на поверхностях с плотной травянистой дерниной делювиальный смыв гасится полностью даже на крутых склонах. Делювиальный смыв идет очень интенсивно на пашнях даже при очень малых углах наклона (2—3°). Так, на Придеснинском опытно-овражном участке на пашне и на посевах овса и кукурузы при углах наклона 17°, интенсивности осадков 2 мм/мин и общем их количестве 120 мм (один дождь) смыв достиг огромной величины— 47 т/га. Рядом в тех же условиях на целинных участках смыва не наблюдалось даже при углах наклона 24°. Неправильная распашка склонов, вырубка леса, неумеренный выпас скота резко увеличивают интенсивность склоновой денудации.

Равномерный плоскостной смыв может происходить лишь на ровных склонах. Таких «идеальных» условий в природе нет. На поверхности склонов всегда есть какие-то неровности, понижения различных размеров. Встречая на своем пути такие понижения, отдельные струйки сливаются, образуют более мощные струи. Эти струи, обладая большей «живой силой», уже используют не только имеющиеся понижения, но и начинают прокладывать свой собственный путь, врезаясь в поверхность склона и образуя борозды. Так на склонах начинается процесс размыва— эрозия. Часть борозд с течением времени превращается в промоины, а некоторые из промоин—в овраги.

Переход плоскостных склоновых процессов в линейные наблюдается не только на делювиальных склонах. Выше говорилось о переходе «каменных морей» в «каменные реки». Такой процесс наблюдается на солифлюкционных склонах, где солифлюкционные потоки «приспосабливаются» к имеющимся на склоне понижениям, и на дефлюкционных склонах, где линейность движения выражается в форме безрусельных ложбин—деллей. Делли— неглубокие (0,25—0,5 м) понижения, расстояния между которыми колеблются от 20 до 60м. В рельефе они выражены нечетко и часто бывают заметны только благодаря изменению характера растительного покрова. В большинстве случаев делли прямолинейны и в отличие от мелких эрозионных форм не ветвятся, а следуют параллельно друг другу. Возникают они на дефлюкционных склонах крутизной от 10 до 25°.

Зональность и взаимоотношение склоновых процессов. На склонах большой протяженности или значительной относительной высоты нередко удается наблюдать одновременно многие из описанных выше склоновых процессов, причем в их приуроченности к тем или иным участкам склона отмечается определенная закономерность—вертикальная зональность. Представим себе, например, склоны асимметричной куэстовой гряды. В верхней части пологого структурного склона в условиях разреженного растительного покрова доминирующим будет процесс делювиального смыва. Накопление делювиального материала осуществляется в нижней части склона. Если поступление делювия протекает с небольшой скоростью, на делювиальном шлейфе формируется почвенный покров. Здесь в условиях повышенной увлажненности будет происходить медленное дефлюкционное смещение накопившегося рыхлого материала вместе с сформировавшейся на его поверхности почвой.

На крутом склоне куэсты также будет прослеживаться четкая вертикальная зональность склоновых процессов. Верхняя обрывистая часть склона—это зона обвально-осыпных процессов, поддерживающих вертикальность стенки срыва. Ниже располагается зона накопления обвально-осыпного материала. На «живых», не закрепленных растительностью осыпях материал осыпей смещается дефлюкцией, делювиальным смывом и микроселями. Причем в верхней части осыпи четко выражен плоскостной или мелкоструйчатый смыв, который в нижней части сменяется бороздчатым. Если поверхность осыпного шлейфа задернована, развивается дефлюкционный процесс.

Характер и интенсивность описанных выше процессов меняется не только в пространстве, но и во времени. Так, летом при отсутствии дождей делювиальные процессы прекращаются совсем, а скорость дефлюкционного перемещения склоновых отложений резко уменьшается вследствие их сухости. При ливневых дождях или интенсивном весеннем снеготаянии резко возрастает роль делювиального смыва, увеличивается скорость дефлюкционного перемещения склоновых отложений. При значительном насыщении материала осыпей влагой (при затяжных дождях или весеннем снеготаянии) к делювиально-дефлюкционным процессам, обычным для этих частей склонов, могут прибавиться оползни, сплывы и децерационные процессы.

Как уже отмечалось, проявление склоновых процессов зависит от ряда условий, главными из которых являются: уклоны первичных склонов, мощность и механический состав склоновых отложений, режим их увлажнения. Анализируя течение склоновых процессов в различной природной обстановке, можно видеть, что часть условий определяется региональными особенностями процессов выветривания, характером и режимом выпадения осадков, испарения и т. и. Эта часть условий хорошо коррелируется с ландшафтными особенностями того или иного региона. Другая часть условий от ландшафтных особенностей не зависит и проявляется почти одинаково и в условиях тундры, и в умеренной зоне, и в условиях пустыни. Склоновые процессы, обусловленные второй группой причин, являются как бы интразональными. В любой из природных зон они локальны н занимают малые площади. К ним в первую очередь относятся обвальные и осыпные процессы, а также процессы отседания блоков и блоковое оползания, т. е. процессы, происходящие на склонах, угол наклона которых больше угла естественного откоса, колеблющегося от 30 до 45°. Эти процессы Ю. Г. Симонов называет локальными. Процессы делювиального смыва, медленного сползания масс (дефлюкция), солифлюкции тесно связаны с региональными ландшафтными условиями. Такие процессы Ю. Г. Симонов называет региональными склоновыми процессами.

Еще более сложное взаимодействие между склоновыми процессами, смена одних процессов другими наблюдается при изменении физико-географических условий того или иного региона, а также в результате эволюции самих склонов, главным образом в результате изменения их крутизны. Вся эта сложная картина взаимоотношения склоновых процессов во времени и пространстве может быть восстановлена только на основании тщательного изучения склоновых отложений.

Возраст склонов. Подобно определению возраста рельефа, определение возраста склонов представляет большие затруднения. Обусловлено это тем, что на любом первично возникшем склоне постоянно идут те или иные склоновые процессы, меняющие облик склона. Поэтому, когда мы говорим о возрасте склона, речь идет о времени действия того агента, который создал основные морфологические особенности первичного склона. Для склонов эндогенного происхождения это время проявления того или иного типа тектонических движений или магматизма, для экзогенных—время действия одного из экзогенных агентов. Проще решается вопрос о возрасте склонов аккумулятивных форм рельефа. Определив тем или иным путем возраст осадков, слагающих аккумулятивную форму, решается вопрос о возрасте ее склонов. Труднее обстоит дело с определением возраста денудационных склонов. Не вдаваясь в детали этой сложной проблемы, отметим, что в ряде случаев возраст денудационных склонов может быть определен или по возрасту коррелятных (склоновых) отложений, если таковые сохранились, или по соотношению форм рельефа, возраст которых известен. Так, например, склоны речных долин Подмосковья сформировались после таяния московского ледника, так как долины врезаны в поверхность междуречий, сложенных ледниковыми отложениями московского возраста. Более точно определить возраст склонов долин нельзя, если они опираются на пойму, формирование которой происходит и в настоящее время. При наличии в долине реки террас возраст разных участков ее склонов может быть уточнен. Так, если в долине имеется надпойменная терраса позднечетвертичного (валдайского) возраста, то склон долины, опирающийся на ее поверхность, имеет средне- и позднечетвертпчный (московско-валдайский) возраст, а склон от поверхности террасы к пойме —позднечетвертично-голоценовый (послевалдайский) возраст.





Sjoch ek:

Methods foar geomorphologysk ûndersyk

De formaasje fan accumulative foarmen mei longitudinale beweging fan sedimint

Reliëf fan gebieten fan de Pleistozene kontinintale glaciaasje

It konsept fan 'e kust. Wellen en welle streamingen

Geomorphology as wittenskip. It objekt fan har stúdzje

Gean nei Tafel Ynhâld: Geomorphology

2019 @ bibinar.info