Экзогенные процессы и рельеф

Ранее были рассмотрены мега- и макроформы рельефа Земли, обусловленные эндогенными процессами. Однако в "чистом", первозданном виде эндогенные формы встречаются редко. С мо­мента зарождения они постоянно подвергаются воздействию экзо­генных процессов, источником энергии которых является энергия, получаемая Землей извне, главным образом от Солнца. Несмотря на ведущую рельефообразующую роль эндогенных процессов, создаю­щих различного рода неровности на поверхности Земли и на­правляющих деятельность экзогенных процессов, роль последних в рельефообразовании огромна и соизмерима с ролью эндогенных процессов. Сложный и многообразный рельеф, который наблюда­ется на поверхности Земли, — функция взаимодействия эндоген­ных и экзогенных процессов. Формы микро- и мезорельефа (а в ряде случаев и макрорельефа), с которыми чаще всего приходится иметь дело в повседневной практике, в большинстве являются ре­зультатом деятельности экзогенных сил. Отсюда понятна важность познания закономерностей экзогенного рельефообразования, в результате которого формируется морфоскульптурный рельеф. Под морфоскулъптурой понимают все формы рельефа, независимо от их размеров, возникшие в результате перемещения вещества на земной поверхности под действием экзогенных агентов. В зависимости от характера деятельности этих агентов различают денудационные и аккумулятивные морфоскульптуры. Примером последней может служить Прикаспийская низменность, соответствующая Прикас­пийской синеклизе. Куэстовый рельеф Крыма, Кавказа и других областей — пример структурно-денудационной морфоскульптуры.

В гл. 4 было показано, что от климата зависят "набор" и сте­пень интенсивности действующих экзогенных сил, что в разных климатических условиях возникают разные формы и комплексы форм рельефа, что экзогенный рельеф подчиняется широтной географической зональности и высотной поясности. Экзогенный рельеф может дать значительную информацию об условиях, в которых он образовался, что широко используется при палеогеографических реконструкциях. Фактический материал для таких реконструкций дают реликтовые формы рельефа.

Экзогенные процессы рельефообразования заслуживают боль­шого внимания еще и потому, что они характеризуются высокими скоростями: на глазах человека растут овраги, изменяется облик речных долин после паводков или прохождения по ним селей, отступают морские берега в одних местах и наращиваются в дру­гих, под влиянием хозяйственной деятельности человека меняется облик рельефа. Это заставляет учитывать деятельность экзогенных процессов в практике повседневной жизни и тщательно изучать закономерности экзогенного рельефообразования.

Суммарный эффект деятельности экзогенных агентов заключа­ется в перемещении вещества с более высоких гипсометрических уровней на более низкие, хотя имеются и отклонения от этого прави­ла. Перемещение вещества происходит при непременном участии силы тяжести, которая оказывает либо прямое влияние на него (обвалы, осыпи, оползни и др.), либо опосредованное, через дея­тельность текучих вод, ветра, ледников и т.д. Участие в каждом экзогенном процессе силы тяжести, фактора, по своему существу эндогенного, делает деление рельефообразующих процессов на эндогенные и экзогенные условным и еще более подчеркивает взаимосвязь и взаимообусловленность эндогенного и экзогенного рельефообразования.

Перечень экзогенных процессов был дан выше. В этом разделе они рассматриваются более подробно. Для экзогенного рельефо­образования очень важно, протекают ли экзогенные процессы на суше, т.е. в субаэральных условиях, или же на дне морей или океа­нов, т.е. являются субаквальными. В связи с этим экзогенным субаквальным процессам посвящена глава 20.

Глава 12

ВЫВЕТРИВАНИЕ И РЕАЬЕФООБРАЗОВАНИЕ

Каждый рельефообразующий процесс — это прежде всего процесс динамики вещества, слагающего литосферу Земли. В от­личие от эндогенных агентов, способных перемещать целые блоки земной коры, экзогенные агенты чаще осуществляют этот процесс при непременном условии дезинтеграции или химического изме­нения горных пород^[13]. Совокупность процессов разрушения и хими­ческого изменения горных пород в условиях земной поверхности или вблизи нее под воздействием атмосферы, воды и организмов называ­ется выветриванием². По существу, выветривание является на­чальным этапом любого экзогенного процесса.

В зависимости от факторов, воздействующих на горные породы, и результатов воздействия процессы выветривания подразделяются на два типа — физическое и химическое выветривание. Оба типа выветривания тесно связаны друг с другом, действуют совместно, и только интенсивность проявления каждого из них, определяе­мая рядом факторов (климатом, составом пород, рельефом и др.), в разных местах неодинакова.

Иногда выделяют еще один тип выветривания — органогенное, связанное с воздействием на горные породы растительных и жи­вотных организмов. Однако выделять органогенное выветривание в самостоятельный тип, по-видимому, нет необходимости, так как воздействие организмов на горные породы всегда можно свести к процессам физического или химического выветривания.

Физическое выветривание. Физическим выветриванием называет­ся дезинтеграция горной породы, не сопровождающаяся химическими изменениями ее состава. В зависимости от главного действующего фактора и характера разрушения горных пород физическое вы­ветривание делят на температурное и механическое.

Температурное выветривание происходит без участия внешнего механического воздействия и вызывается изменением температуры. Интенсивность температурного выветривания зависит от состава породы, ее строения (текстуры и структуры), а также от окраски, трещиноватости и других факторов. Большое значение при температурном выветривании имеют амплитуда и особенно скорость изменения температуры. Поэтому при выветривании ее суточные колебания играют большую роль, чем сезонные.

Температурное выветривание наблюдается во всех климатиче­ских зонах, но наиболее интенсивно оно протекает в областях, характеризующихся резкими контрастами температур, сухостью воздуха, отсутствием или слабым развитием растительного покрова. Такими областями, прежде всего, являются тропические и вне- тропические пустыни. Интенсивно температурное выветривание

Рис. 41. Разрушенные в результате физического (температурного) выветривания базальты. Сирийская пустыня (по 3. Кукалу, 1983)

протекает также на крутых склонах высоких гор, особенно на склонах южной экспозиции (рис. 41).

Механическое выветривание происходит под воз­действием таких факторов, как замерзание воды в трещинах и порах горных пород, кристаллизация солей при испарении воды, т.е. оно тесно связано с температурным выветриванием. Особенно сильный и быстрый механический разрушитель горных пород — вода. При ее замерзании в трещинах и порах горных пород возни­кает огромное давление, в результате которого порода распадается на обломки. Это явление часто называют морозным выветриванием. Предпосылками морозного выветривания служат трещиноватость горных пород, наличие воды и соответствующие температурные условия. Следует отметить, что интенсивность морозного выветри­вания определяется не амплитудой, а частотой колебания темпе­ратуры около точки замерзания воды, т.е. около 0°С. Вследствие этого наиболее интенсивно морозное выветривание протекает в полярных странах, а также в горных районах, преимущественно выше снеговой границы.

Раздробляющее действие кристаллизующихся солей ярче прояв­ляется в условиях жаркого, сухого климата, где днем при сильном нагревании солнцем влага, находящаяся в капиллярных трещинах, подтягивается к поверхности и соли, содержащиеся в ней, кристал­лизуются. Под давлением растущих кристаллов трещины расширя­ются. В конечном счете это приводит к нарушению монолитности горных пород, к их разрушению. Разрушению горных пород спо­собствуют намокание и высыхание (этот фактор особенно важен для глин, суглинков, мергелей), а также физическое воздействие организмов (корней растений, землероев, камнеточцев).

В результате физического выветривания компактные породы распадаются на остроугольные обломки различной формы и раз­ных размеров, т. е. образуется материал, из которого формируются осадочные обломочные породы — глыбы, щебень, дресва, песок. По мере дробления горных пород интенсивность физического выветривания ослабевает, и создаются все более благоприятные условия для химического выветривания.

Химическое выветривание. Химическое выветривание — резуль­тат взаимодействия горных пород внешней части литосферы с хими­чески активными элементами атмосферы, гидросферы и биосферы. Наибольшей химической активностью обладают, как известно, кислород, углекислый газ, вода и органические кислоты. С воз­действием этих веществ на горные породы и связано в основном химическое выветривание, сущность которого заключается в ко­ренном изменении минералов и горных пород и образовании новых минералов и пород, отличающихся от первоначальных.

Изменение исходных минералов и горных пород, их разруше­ние и разрыхление (наблюдаемое, правда, не всегда) происходят в результате:

• растворения (связанного с водой, в которой всегда есть боль­шая группа ионов, в том числе "агрессивного" иона Н⁺),

• окисления (взаимодействия с кислородом): FeS₂ [пирит] + n0₂ + mH₂0 -> Fe₂0₃ • п2Н₂0 [лимонит],

• гидратации (процесс присоединения воды к минералам): CaS0₄ [ангидрит] + 2Н₂0 -> CaS0₄ • 2Н₂0 [гипс],

• гидролиза (сложный процесс, особенно затрагивающий ми­нералы из группы силикатов): K[AlSi₃0₈] [ортоклаз] + пС0₂ + + тН₂0 -> Al₄(OH)₈[Si₄O₁₀] [каолинит] + Si0₂ • nH₂0 [опал] + К₂С0₃ [поташ] -> составная часть боксита А1₂0₃ • пН₂0 + растворимые соли карбонатов; при выветривании железо- магнезиальных силикатов образуется еще и лимонит — Fe₂0₃ • nH₂0.

Как видно из вышесказанного, в результате химического вы­ветривания минералы, образовавшиеся внутри Земли в условиях недостатка воды и кислорода (сульфиды, оксиды, силикаты), попа­дая в область гипергенеза, превращаются в сульфаты, карбонаты, гидрооксиды, т.е. в минералы, устойчивые в этих новых условиях.

Химическое выветривание наблюдается повсеместно. Однако наиболее интенсивно оно протекает в областях с влажным кли­матом и хорошо развитым растительным покровом. Интенсив­ность процесса резко возрастает с повышением температуры, так как при этом усиливается диссоциация воды на ионы Н⁺ и ОН". Поэтому химическое выветривание достигает максимальной ин­тенсивности в зоне влажных тропических лесов, где кроме высо­кой температуры этому процессу способствуют еще органические кислоты, образующиеся при разложении богатого растительного опада.

Химическое выветривание резко замедляется в полярных об­ластях, где среднегодовая температура ниже 0°С. Оно ослаблено в аридных тропических и субтропических областях из-за малого количества осадков.

Выветривание (физическое и химическое) ведет к образованию своеобразного генетического типа отложений — элювия (от лат. eluo — вымываю). Формируется элювий на горизонтальных по­верхностях или на пологих склонах, где слабо протекают процессы денудации.

Коры выветривания. Сохранившуюся от древних эпох совокуп­ность остаточных (несмещенных) продуктов выветривания (элювия) называют корой выветривания. Существует несколько классифика­ций кор выветривания. Большинство авторов выделяют следующие типы кор: 1) обломочная, состоящая из химически неизмененных или слабо измененных обломков исходной породы; 2) гидрослюди­стая кора, характеризующаяся слабыми химическими изменения­ми коренной породы, но уже содержащая глинистые минералы — гидрослюды, образующиеся за счет изменения полевых шпатов и слюд; 3) монтмориллонитовая кора, отличающаяся глубокими хими­ческими изменениями первичных минералов; главный глинистый минерал в ней монтмориллонит; 4) каолинитовая кора; 5) красно­земная, 6) латеритная. Последние два типа коры представляют собой результат длительного и интенсивного выветривания с пол­ным изменением первичного состава исходных пород.

Каждый из выделенных типов кор выветривания формируется в определенной природной обстановке, т.е. имеет зональный ха­рактер. Обломочные коры преобладают в полярных и высокогор­ных областях, а также в каменистых пустынях низких широт. Гидрослюдистые коры характерны для холодных и умеренных об­ластей с вечной мерзлотой. Монтмориллонитовая кора образуется в степных и полупустынных областях, каолинитовая и краснозем­ная наиболее характерны для субтропиков и, наконец, латеритная кора формируется при наиболее активном химическом выветри­вании в условиях жаркого и влажного экваториального климата. Это "свойство" кор выветривания широко используется при па­леогеографических реконструкциях. Характер кор выветривания зависит также от состава горных пород, на которых они образу­ются, от возраста кор выветривания и стадии их развития.

Выветривание само по себе не образует каких-либо специфи­ческих форм рельефа, но в результате взаимодействия с другими экзогенными процессами возникают своеобразные формы релье­фа, зависящие как от характера процессов выветривания, так и от состава и свойств горных пород, подвергающихся выветриванию. Например, базальты при выветривании приобретают столбчатую отдельность, граниты — плитообразную, диабазы — шаровую и т.д. (рис. 42). Неоднородность пород и различная их устойчивость по отношению к различным видам выветривания ведет к образованию разнообразных, порой весьма причудливых, форм рельефа (рис. 43).

Однако главная роль выветривания заключается в том, что, бу­дучи самым постоянным и мощным фактором дезинтеграции и хи­мического изменения горных пород, оно готовит материал, который становится доступным для перемещения другими экзогенными аген­тами. Продукты разрушения перемещаются на более низкие гип­сометрические уровни под влиянием различных геоморфологи­ческих агентов. Именно в этом аспекте роль выветривания как фактора рельефообразования огромна.

В некоторых случаях в процессе выветривания происходит не разрыхление, а цементация рыхлых пород. Так, в условиях жар­кого и сухого климата наблюдается цементация рыхлых поверх­ностных образований углекислой известью или гипсом. В об­ластях с несколько большим количеством осадков преобладает известковый цемент, с увеличением аридности климата углекис­лая известь заменяется гипсом. Мощность известково-гипсовых кор достигает 2 м.

Еще более мощные коры образуются в условиях тропического климата с четко выраженными сухим и влажным сезонами года. Здесь коры образуются за счет цементации оксидами железа, реже — алюминия. Подобные коры выполняют роль бронирую­щего пласта (кирасы), предохраняющего нижележащие рыхлые образования от эрозии и дефляции. В некоторых случаях наличие мощных железистых кор способствует образованию плосковер­шинных (столовых) возвышенностей или инверсионных форм рельефа (рис. 44).

Неперемещенные, остаточные коры выветривания могут "фик­сировать" ранее сформированные выровненные денудационные поверхности. Изучение этих кор позволяет восстанавливать палео­географическую обстановку их формирования, определять время "фиксации" денудационного рельефа, широко использовать гео-

Рис. 42. Столбчатая отдельность базальта (А), плитчатая отдельность гранита (Б) {по И. С. Щукину, 1960)

Рис. 43. А. Песчаниковые идолы — результат совокупного воздействия вывет­ривания и эрозии {Чехия, Судеты). Б. "Профиль А.С. Пушкина" — результат селективного выветривания сарматских известняков на склоне г. Изберг (Дагестан. Фото Г. И. Рычагова)

морфологические методы для поиска ряда ценных полезных ис­копаемых (бокситов, железных, никелевых и кобальтовых руд, россыпей цветных металлов и др.), связанных с корами выветри­вания.

Глава 13

СКЛОНЫ, СКЛОНОВЫЕ ПРОЦЕССЫ И РЕЛЬЕФ СКЛОНОВ

А

Рис. 44. Плосковершинные останцы, бронированные латеритными панцирями. (Уганда, по В. В. Добровольскому): 1 — латеритные панцири разных уровней (А, В, Q; 2 — красноцветные покровные отложения; 3 — кристаллические породы; 4 — аллювиальные отложения

Понятие "склон". Классификация склонов. Как уже упомина­лось, рельеф земной поверхности состоит из сочетания субгори­зонтальных поверхностей и склонов. К склонам относят такие по­верхности, на которых в перемещении вещества определяющую роль играет составляющая силы тяжести, ориентированная вниз по склону. При углах наклона 1—2° составляющая ускорения силы тяжести, стремящаяся сместить частицы вниз по склону,
еще очень мала. Такие поверхности к склонам чаще всего не от­носят. Но даже без них на долю склонов приходится более 80% всей поверхности суши. Уже этим определяется важность изуче­ния генезиса склонов и происходящих на них процессов.

Силе тяжести на склонах противостоят силы сцепления частиц рыхлых пород между собой и с подстилающими невыветрелыми коренными породами. Соотношение составляющей силы тяжести и сил сцепления определяет ход процессов, происходящих на склонах, и зависит от многих факторов, что служит причиной разнообразия склоновых процессов. О перемещении вещества на склонах можно судить на основании непосредственных полевых наблюдений, а при малых скоростях этих процессов — на осно­вании изучения морфологии склонов и строения склоновых отложений.

Процессы, протекающие на склонах, ведут к удалению, пере­мещению, а при благоприятных условиях — к накоплению про­дуктов выветривания, т.е. к образованию как выработанных, так и аккумулятивных форм рельефа. Склоновая денудация — один из основных экзогенных факторов формирования рельефа и постав­щик материала, из которого образуются потом аллювиальные, ледниковые, морские и другие генетические типы отложений.

Существует тесная взаимосвязь между выветриванием и скло­новыми процессами: быстрое удаление со склонов рыхлых про­дуктов выветривания обнажает "свежую" породу и тем самым способствует усилению выветривания. Медленная денудация скло­нов, напротив, приводит к накоплению продуктов выветривания, которое затрудняет дальнейшее выветривание коренных пород, но способствует интенсификации склоновых процессов. Таким образом, темп склоновых процессов в конечном счете определяет скорость денудации.

Изучение склонов и склоновых процессов имеет как научное (позволяет установить генезис и историю развития рельефа), так и огромное практическое значение, поэтому ему уделяется очень большое внимание. Оно особенно важно при прикладных иссле­дованиях (борьба с эрозией почв, изыскания под строительство сооружений на склонах, поиски месторождений различных по­лезных ископаемых и др.).

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

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

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

Рис. 45. Профили склонов: а — прямой; б — выпуклый; в — вогнутый; г — ступенчатый

Склоны возникают в результате деятельности эндогенных и экзогенных сил. В соответствии с этим все склоны могут быть подразделены на склоны эндогенного и экзогенного происхождения. Склоны эндогенного происхождения образуются в результате тек­тонических движений земной коры, магматизма, землетрясений. Склоны тектонического генезиса могут возникать в результате вертикальных движений земной коры, складчатых или разрывных нарушений. Склоны могут быть обусловлены проявлением как интрузивного, так и эффузивного магматизма. С накоторой долей условности к склонам эндогенного происхождения можно отнести склоны, созданные деятельностью грязевых вулканов (псевдовул­канические).

Среди склонов экзогенного происхождения в соответствии с действующими экзогенными агентами могут быть выделены скло­ны, созданные поверхностными текучими водами — флювиаль- ные, деятельностью озер, морей, ледников, ветра, подземных вод и мерзлотных процессов. К этой же группе следует отнести скло­ны, созданные организмами (коралловые рифы), а также склоны, являющиеся результатом хозяйственной деятельности человека. Нередко склоны могут быть созданы совокупной деятельностью двух или нескольких экзогенных агентов. Наконец, сами склоновые процессы могут создавать новые склоны.

Склоны экзогенного, вулканического и псевдовулканического происхождения могут быть образованы как за счет выноса, так
и за счет накопления материала. В соответствии с этим они под­разделяются на склоны денудационные (выработанные) и аккумуля­тивные. Денудационные склоны, в свою очередь, можно подраз­делить на структурные, совпадающие с падением и простиранием отпрепарированных стойких пластов, и аструктурные, у которых такого совпадения нет.

Склоны, возникающие в результате перечисленных процессов, не остаются неизменными, а преобразуются под воздействием ряда процессов. Эти процессы А.И. Спиридонов называет склоновы­ми в отличие от склоноформирующих (склонообразующих) процессов, в результате которых образуются исходные (первичные) наклон­ные поверхности. В природе эти процессы тесно взаимосвязаны. В самом начале образования наклонные поверхности подвергаются воздействию тех или иных склоновых процессов, поэтому морфоло­гический облик большинства склонов является результатом совмест­ного воздействия склоноформирующих и склоновых процессов. Лишь в некоторых случаях процессы образования и преобразования склонов разорваны во времени. Примером такого рода может быть образование уступа во время землетрясения и последующее его преобразование склоновыми процессами.

В зависимости от морфологических особенностей склонов, состава и мощности рыхлых отложений на склонах, а также от конкретных физико-географических условий склоновые процессы отличаются большим разнообразием. По особенностям склоновых процессов А.И. Спиридонов выделяет следующие типы склонов.

1. Склоны собственно гравитационные. На таких склонах, крутизной 35—40° и более, обломки, образующиеся в результате процессов выветривания, под действием силы тяжести скатываются к подножию склонов. К ним относятся обвальные, осыпные, а также лавинные склоны.

2.Склоны блоковых движений. Образуются при сме­щении вниз по склону блоков горных пород разных размеров. Смещению блоков в значительной мере способствуют подземные воды. Существенную роль играет и гравитация. Крутизна таких склонов колеблется от 15 до 40°. К ним относятся оползневые, оплывно-оползневые и склоны отседания.

3. Склоны массового смещения чехла рыхлого ма­териала. Характер смещения грунта зависит от его консистенции (от лат. consistere — состоять), обусловленной количеством со­держащейся в грунте воды. Массовое смещение материала проис­ходит на склонах разной крутизны: от 2—3 до 40°. К склонам массового смещения материала относятся солифлюкционные, склоны медленной солифлюкции, дефлюкционные и др.

4. Склоны делювиальные (плоскостного смыва). Делювиальные процессы зависят от ряда факторов и в первую очередь от состояния поверхности склонов. Они наблюдаются и на крутых, и на очень пологих (2—3°) склонах.

Склоновые процессы и рельеф склонов

Рассмотрим более подробно некоторые процессы, происходящие на склонах, и их морфологические результаты.

Обвальные склоны. Обвалом называется процесс отрыва от ос­новной массы горной породы крупных глыб и последующего их перемещения вниз по склону. Образованию обвала предшествует возникновение трещины или системы трещин, по которым затем происходят отрыв и обрушение блока породы. Морфологическим результатом обвалов является образование стенок (плоскостей) срыва и ниш в верхних частях склонов и накопление продуктов обрушения у их подножий.

Стенки срыва — довольно ровные поверхности, часто совпадаю­щие с плоскостями разломов и границами пластов. Они наблюда­ются на склонах крутизной 35—40° и более. Ниши формируются на более крутых склонах. Крутизна их стенок достигает 90°, иногда ниши ограничены нависающими карнизами.

Для аккумулятивной части обвального склона характерен бес­порядочный холмистый рельеф с высотой холмов от нескольких метров до 30 м, реже больше. Высота холмов зависит от размера обломков.

Обвалы наблюдаются как в горах, так и на равнинах. Наиболее грандиозны обвалы в горах. Так, при обвале в долине р. Мургаб (Западный Памир, 1911 г.) объем обрушившейся породы составил более 2 км³, а ее масса — около 7 млрд т. Если сравнить эту массу с твердым стоком Волги (около 25 млн т/год), то по масштабам рельефообразующего процесса обвал в долине Мургаба эквива­лентен объему материала, вынесенному Волгой за 280 лет. Еще более грандиозные по масштабам обвалы наблюдались в Альпах. По данным А. Герхарда, объем наиболее крупного из них составил около 15 км³, а площадь, занятая обвальными массами, 49 км².

Обвалы в горах часто приводят к перегораживанию речных до­лин и образованию озер. Таково происхождение оз. Рица на Кав­казе, оз. Иссык в Заилийском Алатау, Сарезского на Памире и множества других в любом высокогорном районе мира.

Крупные обвальные массы распадаются на множество обломков разных размеров, движутся вниз по склону, откладываются у под­ножия склона или по инерции продолжают перемещаться по дну долины. Известны случаи, когда обвальные массы продвигались по крутым уклонам узких горных долин на расстояние 7—12 км. При движении вдоль долин каменные потоки значительно изме­няют поверхность склонов долин. По данным С.Н. Матвеева, по­ток скалистых обломков в одной из альпийских долин выработал борозду глубиной 6—10 м при ширине 10—20 м.

Обвалы небольших масс породы, состоящей из обломков разме­ром не более 1 м³, называют камнепадами. Обвалы и камнепады вместе с осыпями и лавинами осуществляют едва ли не основную работу по денудации склонов гор. По данным М.И. Ивероновой, скорость денудации в Тянь-Шане только за счет камнепадов составляет 0,17 мм/год.

Осыпные склоны. Образование осыпей связано преимуществен­но с физическим выветриванием. Наиболее типичные осыпи на­блюдаются на склонах, сложенных мергелями или глинистыми сланцами. У классически выраженной осыпи различают осыпной склон, осыпной лоток и конус осыпи. Осыпной склон сложен об­наженной породой, подвергающейся физическому выветриванию. Продукты выветривания (щебень и дресва), перемещаясь вниз по склону, оказывают механическое воздействие на поверхность склона и вырабатывают в нем желоба — осыпные лотки глубиной 1—2 м при ширине в несколько метров. В нижних частях денуда­ционных участков склонов желоба объединяются в более круп­ные ложбины, ширина которых может достигать десятков метров. Талые и дождевые воды еще более углубляют желоба, расчленяют денудационную часть склонов, бровка склона становится фестон­чатой (рис. 46, приложения 3, 4). Иногда рельеф денудационной части осыпных склонов оказывается очень сложным, образован­ным системой башен, колонн и др.

Движение обломков на осыпных склонах продолжается до тех пор, пока уклон поверхности не станет меньше угла естественно­го откоса. С этого момента начинается аккумуляция обломков, формируется конус осыпи. Осыпные конусы могут сливаться друг с другом. К ним примешивается грубообломочный обвальный материал. В результате у подножия склона образуется сплошной шлейф из крупных и мелких обломков породы. Формируются от­ложения, называемые коллювиальными, или просто коллювием (colluvio — скопление, беспорядочная груда). Коллювий отлича­ется плохой сортировкой материала. Одна из особенностей строе­ния коллювиальных отложений заключается в том, что наиболее крупные обломки продвигаются дальше всего по аккумулятивной части осыпного склона и слагают подножие осыпей.

Рис. 46. Осыпной склон

В образовании обвалов и осыпей принимает участие вода. Дождевые и талые воды разрабатывают трещины, по которым происходит срыв обвально-осыпных масс, способствуют разруше­нию породы при замерзании в трещинах. Разрушение усиливается и за счет изменения объема породы при увлажнении и высыхании. При сильных ливнях стекающие по склону осыпей потоки воды подхватывают и приводят в движение не только мелкие частицы, но и дресву, мелкий щебень. Возникает грязекаменная масса — микросель. При незначительном изменении уклона микросель от­лагает несомый материал в виде небольшого "языка" с расширен­ной и утолщенной частью в основании. Такие как бы застывшие в своем движении "потоки" нередко можно видеть в нижних частях и у подножия осыпей сразу после ливня. В этом процессе при­мерно равное участие принимают гравитация и вода.

Лавинные склоны. Скользящие и низвергающиеся вниз со склона снежные массы называют лавиной. Лавины — характерная особенность горных склонов, на которых образуется устойчивый снежный покров. В зависимости от характера движения снега по склонам Г.К. Тушинский выделяет лавины осовы и лотковые.

Осовами называют соскользнувший широким фронтом снег (вне строго фиксированных русел). При осовах в движение вов­лекается слой снега толщиной 30—40 см. Геоморфологическая роль такого типа лавин незначительна. Лишь иногда у подножия склонов формируются небольшие гряды, состоящие из материала, захваченного особом со склона.

Лотковые лавины движутся по строго фиксированным руслам, заложенным часто временными водотоками. У лотковых лавин, как правило, хорошо выражены лавиносборные понижения, лот­ки, по которым движется снежная масса, и конусы выноса. Лави- носборными понижениями служат отмершие ледниковые кары или эрозионно-денудационные водосборные воронки.

Лавинные лотки — это крутостенны$ врезы с отшлифованны­ми склонами, обычно лишенными растительности. В поперечном сечении у них часто бывает корытообразная форма. Продольный профиль лотков может быть ровным или с уклонами различной величины. Лавинные лотки хорошо опознаются на местности и дешифрируются на аэрофотоснимках по ряду косвенных призна­ков: по "лавинным прочесам", т.е. полосам, лишенным древес­ной растительности, изменению характера растительности и др.

Конусы выноса лавин состоят из снега, перемешанного с обло­мочным материалом, вытаивающим из него и скапливающимся из года в год у основания лавинных лотков. Он образует своеоб­разную рыхлую толщу, которую часто называют лавинным мусором. Лавинные конусы выноса состоят из несортированного обломоч­ного материала и большого количества органических остатков — обломков деревьев, дерна и др. Поверхность лавинных конусов выноса из-за неравномерного содержания обломочного материала в снежной массе лавины неровная, бугристая (рис. 47).

При движении лавин по ровной или слегка наклонной поверх­ности дна долин иногда происходит выпахивание аллювия. В ре­зультате создаются гряды, похожие на снежные валы, образую­щиеся после прохода снегоочистительного клина при расчистке дорог. В зависимости от мощности аллювия высота гряд может колебаться от 10 см до 5 м. За счет выброса аллювия сошедшей со склона лавиной на противоположном берегу реки могут обра­зоваться бугры высотой 2—3 м.

Выделяют еще так называемые прыгающие лавины, к которым относят лотковые лавины, характеризующиеся в продольном про­филе наличием отвесных участков. Морфологические признаки прыгающих лавин мало отличаются от лотковых.

' А — конус лотковой лавины, пропиленный и подмытый рекой; поваленный лавиной лес (на переднем плане "лавинный мусор")

'Ш

Рельефообразующая роль лавин определяется их размером и частотой схода. Размер и частота схода, в свою очередь, зависят от размера лавиносборных понижений, длины и крутизны скло­нов, количества выпадающих осадков, а также погодных условий в момент схода лавин. Сухой и мокрый снег лавин по-разному воздействуют на подстилающее ложе.

Оползневые склоны. В отличие от рассмотренных выше про­цессов при оползании происходит перемещение монолитного блока породы. Процессы оползания всегда гидрогеологически обусловлены. Они возникают в случае, если водопроницаемые породы подстилаются горизонтом водоупорных пород, чаще все­го глин. Образованию оползней особенно благоприятствует такое залегание пород, при котором падение кровли водоупорных по­род совпадает с направлением уклона поверхности. Водоупорный горизонт при этом служит поверхностью скольжения, по которой более или менее значительный блок породы соскальзывает вниз по склону. При оползании порода частично дробится, превраща­ется в бесструктурную массу. Скопления оползневых масс у под­ножия склонов называют деляпсием. Размеры оползней сильно варьируют. Встречаются громадные оползни, захватывающие сот­ни тысяч кубических метров породы, и малые, объем которых не превышает нескольких десятков кубометров.

Оползни образуются как в горах (в областях развития слабо- сцементированных пород), так и на равнинах, где они приуроче­ны к берегам рек, морей, озер. Возникают оползни на крутых склонах, наклон которых равен или превышает 15°. При меньших углах оползни образуются редко.

При оползании формируется определенный комплекс форм рельефа: оползневой цирк, ограниченный стенкой срыва оползня (оползневым уступом), оползневой блок, характеризующийся в большинстве случаев запрокинутостью верхней площадки (ополз­невая терраса) в сторону оползневого склона и крутым уступом, обращенным в сторону реки, моря или озера по направлению движения оползня. В некоторых случаях в результате деформации поверхностных слоев породы движущимся оползневым блоком возникает напорный оползневой вал. Морфологические элементы оползня показаны на рис. 48.

Оползни описанного типа встречаются наиболее часто, их на­зывают блоковыми. Встречаются и другие виды оползней. Напри­мер, оползни-оплывины — мелкие оползни, захватывающие толщу пород от 0,3 до 1,5 м. Ведущее значение в их образовании имеет увлажнение верхнего гор