Склоны 7

По геологическому строению склоны подразделяются на эдогенные, экзогенные и полигенные. Эндогенные склоны образуются в результате формирования структурных форм. Основные параметры эндогенных склонов – крутизна, высота, простирание определяются типом деформаций и характером неотектонического развития. В условиях складчатых структурных форм склонам отвечают крылья складки. При глыбовых деформациях склоны соответствуют поверхностям разрывов. В областях с моноклинальным падением горных пород склоны ограничивают поверхности гряд и куэст, сложенных устойчивыми породами.

Экзогенные слоны – это наклонные поверхности, которые образуются в результате прямого воздействия экзогенных процесов (эрозии, абразии и др.).Они не соответствуют тектоническим деформациям.Полигенные склоны определяются разнообразным сочетанием эндогенных и экзогенных поверхностей.

Морфологические особенности склонов. По крутизне склоны делятся на крутые (более 35о), средней крутизны (35 – 15о), отлогие (15 – 5о) и очень отлогие (2 – 5о). По протяженности склоны бывают длинными (более 500м), средними (500 – 50 м) и короткими (менее 50м). По форме выделяются прямые, выпуклые, вогнутые, выпукло-вогнутые, ступенчатые склоны.

Разные генетические типы склонов имеют различный масштаб. Наибольшей протяженностью и высотой характеризуются эндогенные склоны континентов. Они объединяют поверхность шельфовой равнины с дном океана В областях гор высота эндогенных склонов может достигать первых километров, а протяженность – первых сотен километров.Многие склоны имеют ступенчатость Она может быть региональной и локальной.

Региональная ступенчатостьпрослеживается в пределах крупныхобластей. Ступени на склонах отражают направленный неравномерный и импульсивнный характер роста поднятий и впадин в рельефе. Ступени создаются различными экзогенными процессами – абразией, склоновой денудацией, эрозией. Наиболее чутко реагируют на неравномерность тектонических поднятий реки. Каждому импульсу соответствует на склонах формирование цикловых ступеней и долин. Высота и ширина теерас отражают новейшее развитие региона. По длительности периодов ускорения и замедления тектонических движений на склонах выделяются мегецикловые и цикловые ступени.

Мегацикловые ступени развиваются длительно в вределах обширных регионов. Они отражают неравномерность воздымания горного сооружения, нагорья и высоких платформенных равнин. В горных сооружениях выделяется плейстоценовый мегацикловый врез и соответствующая ему мегацикловая ступень на склоне. Цикловые ступени отражают неравномерность воздымания за меньшие отрезки времени – циклы. Они сохранились на склонах четвертичного мегациклового вреза и образовались в четвертичный период.

Локальная ступенчатость может быть обусловлена местными причинами: литологическим фактором ( препарированием в рельефе склонов выходов устойчивых пород), развивающимися разломами, складками, оползнями, подрезанием конуса выноса притока и др.

Геоморфологические типы склонов. По происхождению, морфологии и внутреннему строению склоны подразделяются на обвально-осыпные, солифлюкционные, делювиальные, оползневые и полигенные (Шанцер, 1966). Расположение, морфология склонов различны для областей горообразования и платформенных равнин.

Склоны областей горообразования. В горах морфология склонов зависит от геоморфологической позиции склонов в горном сооружении и местных климатических условий. Эти факторы влияют на образование обломочного материала. Геоморфологическая позиция склонов определяется характером горного сооружения. Выделяются горные страны с одно и двухъярусным рельефом. Одноярусные горные сооружения – это узкие линейно вытянутые горы с глубоко расчлененным рельефом. В их пределах наблюдается сокращение высоты склонов от центра в направлении предгорий. Примером таких горных сооружений сужит Большой Кавказ. Горы с выраженной двухярусностью рельефа имеют более глубоко расчлененный рельеф в нижнем ярусе и средне- и слаборасчлененный рельеф в пределах верхнего яруса. Такой рельеф характерен для Памира, Тянь-Шаня, Восточных Саян, Восточно-Сиибирского, Бразильского и других высоких плоскогорий. Ярусы расположены концентрически по отношению к центру поднятия. В верхнем ярусе преобладают более пологие склоны, опирающиеся на широкие днища долин. Консервации рельефа способствовало горное оледенение. В направлении к периферии поднятия долины приобретают ущелистый характер. В предгорьях склоны вновь выполаживаются, адолины расширяются.

Местные климатические условия сильно различаются в горах. В высоких горных сооружениях четко выражена вертикальная зональность. Она проявляется в смене зкстрагляциальной зоны в нижней части гор– перигляциальной и гляциальной зонами в верхней части. В результате перемены климата при подъеме вверх изменяются экзогенные процессы на склонах. Значительную роль на характер  склоновых процессов оказывает также экспозиция склонов. Н а одной и той же высоте проявляются  различные процессы на слонах южной и северной экспозиций.

Группа обвально-осыпных склонов включает обвальный, осыпной и полигенный типы. Такие склоны наиболее характерны для ущелистых долин сильно раслененного горного рельефа. Развитию обвально-осыпных склонов способствует физическое морозное выветривание. Щебень и глыбы , накапливающиеся высоко в горах в ледниковых цирках и карах, трансформируются на крутых склонах в потоки осыпей. У подножий гор  они скапливаются и образуют обширные конусы и шлейфы осыпного материала. Накопление осыпей часто сочетается с обвалами. Причиной обвалов служат насыщение склона водой после дождей, снеготаяния, нарушение целостности склона выветриванием, ростом тектонических трещин, возрастанием веса выветрившихся пород. Часто обвалы стимулируются землетрясениями. Крупные обвалы приводят к возникновению обвальных природных плотин и подпрудных озер.Последствием обвалов являются сели – грязевые и грязекаменные потоки, формирующиеся с катастрофической быстротой в речках. Осыпным склонам характерна гравитационная сортировка материала, причем более грубые обломки  накапливаются на удалении от подножья склона.

По строению осыпи подразделяются на следующие основные типы (по     ). Первый тип - осыпь рыхлого сложения, состоит из обломков различных размеров и пустот между ними. Образуется путем несвязного скатывания – осыпания обломков (Рис. ). Второй тип – осыпь плотно сложенная осыпь, в которой пустоты между

обломками заполнены мелкоземом. Она формируется в результате полусвязного движения материала. Следующий тип – осыпь, имеющая двучленное строение: внизу она сложена плотным материалом, вверху – рыхлым.. Верхний рыхлый слой формируется вследствие промывания водами, либо выветривания. Перемещение обломков протекает дифференцированно – несвязным путем в верхней части и полусвязным – в нижней части. К четвертому типу относятся осыпи на древних моренах, содержащих нередко линзы погребенного льда. Движение осыпи определяется пластическим состоянием морены в результате смачивания водой, таянием линз льда. Такие осыпи имеют сложный характер движения, иногда в виде обвала при скольжении по морене.

В областях распространения многолетнемерзлых пород в периоды развития деятельного слоя и обводнения формирубтся полигенные солифлюкционно-оползневые склоны и покровы.

По рельефу выделяются покровные и линейные формы накопления обломочного материала. Осыпи, полностью покрывающие склоны, образуют осыпные покровы. Их областью питания является область распространения. Осыпные покровы распространены на пологих склонах. На крутых откосах формируются потоки осыпей.

Осыпной склон сложен обнаженной породой, подвергающейся физическому выветриванию. Он является областью питания. Осыпной желоб образуется в результате эрозионного воздействия  щебня и дресвы на поверхность склона в результате их перемещения вниз по склону. Желоба имеют глубину до 2 – 2 м при ширине в несколько метров. Конус осыпи образуется в результате аккумуляции ломков после того как уклон поверхности становится меньше угла естественного откоса.

Характерным элементом перигляциальной зоны горных стран являются лавины. Среди них выделяются каменные и снежно-каменные лавины .В результате обвалов глыбы соскальзывают вниз по склону, скатываются и дробятся. При обводнении они нередко переходят в жидкий оползень – поток, а при выходе в речную долину – в сель. Скорость движения лавины составляет от 50 до 100 м/м. Снежно-каменные лавины образуются при захвате подвижным потоком снега, фирна  на своем пути. Количество захваченных обломков по отношению к снегу составляет не более первых процентов.

Полигенные склоны наиболее часто распространены в глубоко расчлененном рельефе. К ним относятся обвально-осыпные и обвально-оползневые склоны. Такие склоны формируются при соскальзовании глыбового оползня вниз, его обрушения и последующего дробления.

Оползневые склоны в горах представлены оползнями-обвалами и склонами отседания. Склоны отседания представляют собой крутые поверхности, которые по тектоническим трещинам подвергаются расчленению и оседанию.На образование оползневых склонов влияют статические и динамические факторы. Статические факторы – это крутизна склона, его высота, террасированность, литологический состав пород, характер их залегания, трещиноватость и дислоцированность. К динамическим факторам принадлежат процессы, воздействующие на склоны, деятельность подземных вод, техногенные процессы, сейсмические и тектонические деформации.

В строении оползней выделяются две части. Верхняя часть называется глыбовой, разбита трещинами на  отдельные глыбы. В ней сохраняется первичное строение пород. В рельефе глыбы образуют ступенчатые массивы. Поверхность ступеней наклонена к стенке отрыва и часто заболочена.Нижняя часть оползня сильно раздроблена и состоит из перемятых пород.

По характеру образования выделяются деляпсивные и детрузивные оползни. Первые образуются путем соскальзования со склона. При многократном соскальзовании масс в рельефе формируются оползневые террасы. Детрузивные оползни образуются в результате выдавливания оползающим массивом блоков пород перед своим фронтом  и нагромождения их друг на друга в нижней част косогора.

Десерпционно-солифлюкционная группа склонов распространена в перигляциальной зоне горных сооружений в условиях холодного сухого арктического климата с развитием многолетнемерзлых пород. Десерпционные   склоны развиваются на крутых (20 – 30о) склонах и принадлежат к областям древнего оледенения и склонам трогов. Источником обломочного материала служат морены. В результате вязко-пластического перемещения глыбово-щебнистого материала сверху мореныобразуются покровы и линейные потоки камней.

Солифлюкционные склоны располагаются ниже каров по склону. Они состоят  из медленно движущихся вязко- и жидкотекучих щебнисто-глинистых масс. Генетически солифлюкционные склоны связаны с моренами.

Полигенные склоны наиболее типичны для гор. В пределах верхнего яруса гор развиты десерпционно-осыпные и солифлюкционно-осыпные аккумулятивные формы. В нижнем ярусе возрастает роль осыпных, обвально-осыпных и оползневых склонов.

Склоны платформенных равнин развиваются на поверхностях с малыми уклонами. Для  них характерны однородное строение покровных отложений. Происхождение и набор экзогенных процессов определяется планетарной климатической зональностью. В пределах платформенных равнин выделяется три группы склонов: делювиальная, солифлюкционная и полигенетическая.

Делювиальные склоны образуются в результате плоскостного смыва пород с наклонных поверхностей дождевыми и талыми водами и многократного переотложения продуктов разрушения (делювия). Делювий отлагается в виде плащеобразных покровов, поверхность которых имеет западинно-бугристый микрорельеф. На образования делювиальных склонов оказывают влияние количество и характер осадков, крутизна склона, физико-механические свойства пород, наличие растительного покрова и другие факторы. Делювиальные склоны достигают высоты в первые десятки метров, в ширину – до 1 км. На таких склонах делювий невыдержан по мощности и представлен супесчано-суглинистыми слоистыми отложениями.

Десерпционно-солифлюкционные склоны распространены на плоскогорьях и долинах в высоких широтах с суровым климатом и развитием многолетней мерзлоты. Десерпционные склоны оразуются при вязко-пластическом перемещении масс. Ведущими процессами служат режеляция. Многократное таяние и замерзание  приводит к разрушению горной породы, вымерзанию глыб и их медленному сползанию и течению по понижениям под действием силы тяжести. Эти процессы способствуют сортировке материала по крупности и образованию потоков щебнисто-глыбового материала (курумов).

Солифлюкционные склоны образованы вязко-пластическим движением масс.Скорость  перемещения текучих грунтов составляют 3 – 10 м/год. Поверхность солифлюкционных склонов неровная, состоит из натечных бугров и солифлюкционных террас. Во влажных тропиках развивается тропическая солифлюкция глинистого материала – продуктов химического выветривания. Солифлюкционные натечные террасы образуются в нижней части склона, где движение солифлюкционного потока замедляется. Мощность текучей массы достигает одного метра и более при ширине до нескольких десятков метров.

Полигенные склоны развиты на расчлененных участках равнин. Они порождаются сочетанием различных экзогенных процессов. В средних широтах преобладают склоны, созданные плоскостным смывом, сочетающимся с оползневыми и осыпными процессами.

лоновые процессы ведут к выполаживанию склонов, к сгла­живанию рельефа, к плавным переходам от одних форм или эле­ментов форм рельефа к другим. И если какой-либо участок земной поверхности более или менее продолжительное время находится в состоянии тектонического покоя, выполаживание образовавшихся на нем ранее эндогенных или экзогенных склонов агентами склоновой денудации (при непременном участии выветривания) приве­дет к «съеданию», понижению междуречных (водораздельных) пространств и формированию на месте расчлененного участка зем­ной поверхности невысокой, слегка волнистой равнины, которую В. Дэвис предложил назвать пенепленом.

Образование выровненных денудационных поверхностей в ре­зультате пенепленизации (выравнивания сверху) возможно, и та­кие поверхности в природе существуют.

Однако, по-видимому, чаще развитие склонов и образование денудационных выровненных поверхностей происходит иным путем, путем отступания склонов параллельно самим себе.Этот процесс называется педипленизацией, а сформировавшаяся таким образом денудационная равнина—педипленом.

Простейшей формой педипленизации является образование пе-димента—пологонаклоненной площадки (3—5°), формирующейся в коренных породах у подножья отступающего склона. Наклон площадки обусловлен особенностями образования педимента. На каждый данный момент отступания склона его подножье защищено шлейфом склоновых отложений; на каждый данный момент оста­ется все меньшая часть склона, которая может продолжать отступание параллельно самой себе. Вместе с тем по мере отступания склона происходит постепенное удаление материала шлейфа.

В результате поверхность коренных пород у подножья отступаю­щего склона постепенно обнажается. Так в ходе описанного про­цесса возникает наклонная выровненная поверхность, прилегающая к подножью склона, т. е. педимент. Формирование систе­мы педиментов в виде «предгорной лестницы» в горах впервые опи­сано В. Пенком, на равнинах—Л. Кингом.

Склоны какой-либо возвышенности или горы отступают не толь­ко каждый параллельно себе, но и навстречу друг другу. Благодаря встречному перемещению склонов происходит как бы «оседание» горного рельефа со всех сторон. В результате педименты сливаются в единую выровненную поверхность—педиплен (рис. 47).

Л. Книг, внесший особенно большой вклад в изучение процес­сов и результатов педипленизации, считает, что наиболее благо­приятен для образования педипленов полупустынный климат. В условиях полупустынь главными факторами формирования педипленов, по Кингу, являются ливневый снос со склонов, а также интенсивное физическое выветривание и гравитационные процес­сы — обвалы, осыпи и др.

Н. В. Башенина и М. В. Пиотровский, в целом разделяя взгля­ды Л. Книга, отмечают, однако, что педипленизация, как и пенепленизация, возможны и в других климатических зонах, только в каждой из них эти процессы имеют свои особенности.

Оптимальные условия для формирования пенепленов имеются на платформах со спокойным тектоническим режимом и умерен­ным гумидным климатом, например в центральной и северной частях Русской равнины, в юго-западной и центральной частях США. Для этих областей характерны длинные и пологие склоны, здесь зачастую очень трудно или даже невозможно отграничить склоны с преобладанием смыва или аккумуляции. В условиях бо­лее континентального гумидного климата Канады и Сибири раз­витие склонов идет по типу педиментов главным образом под воз­действием таких процессов, как дефлюкация и солифлюкация. «Умеряющее» действие на развитие склонов оказывает таежная оастительность. В результате процесс педипленизации протекает медленно и в настоящее время в основном находится на стадии обоазования педиментов.

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

По мере развития педиментов в полупустынных областях начи­няет сказываться засушливость климата: реки и временные водото­ки при малом количестве осадков не в состоянии выносить за пре­делы области поступающий со склонов материал. Долины рек и крупных понижений заполняются наносами, образуются обширные и мощные накопления склоновых отложений, над которыми возвы­шаются отдельные останцовые горы.

В пустынях также, и даже в большей степени, чем в полупусты­нях, главным процессом выравнивания является педипленизация. Сначала формируются педименты, причем обычно более круто на­клоненные, чем педименты гумидных областей. Педименты слива­ются и формируется педиплен, осложненный крутосклонными, рез­ко очерченными останцовыми горами. При резко выраженной су­хости климата, а также при благоприятных геологических условиях образуются огромные скопления грубообломочного материала, под которым педименты оказываются погребенными. Формируются так называемые каменистые пустыни, очень ярко представленные, на­пример, в Сахаре, в Ливийской пустыне, в Западной Австралии и в Большом бассейне на западе США.

Во влажных тропиках, где широко развита тропическая солифлюкция, выполаживание и последующее выравнивание рельефа идет одновременно и по пути пенепленизации и по пути педипленизации. Огромное количество влаги переувлажняет грунт, представ­ленный на значительных пространствах глинистыми продуктами латеритного типа выветривания. Переувлажненные массы материа­ла сползают вниз. Это приводит к оплыванию и «растеканию» верхних участков склонов, следствием чего является общее сниже­ние рельефа—пенепленизация. Одновременно на крутых в исход­ном положении склонах энергично протекает педипленизация. Н. В. Башенина отмечает, что при этом важную роль играет избы­точное увлажнение подошвы склона, большее, чем на других участ­ках, которое создает эффект «подкопа» под склон. Нарушение рав­новесия в нижней части склона передается затем на более высокие его части. Склоны в таких условиях отступают особенно быстро. Островные горы, столь характерные для тропических денудацион­ных равнин, здесь вовсе не обязательно реликтовые формы релье­фа. Наоборот, островные горы и педиплены влажных тропиков в большинстве случаев образования, активно формирующиеся в наше время.

Наконец, в условиях арктического и субарктического климата главным механизмом образования поверхностей выравнивания является, по-видимому, педипленизация. Морозное выветривание и солифлюкция, а также нивальные процессы (геоморфологическая деятельность снежников) обусловливают быстрое отступание скло­нов, образование педиментов, а затем за счет слияния последних— и педиплена. Результатом педипленнзации в высоких горах Аркти­ки и Субарктики (на так называемых гольцах) являются «гольцовые террасы»—площадки, выработанные в скальных породах, нередко образующие концентрические системы на склонах гольцов. «Террасы» обычно образуются применительно к местным базисам денудации, которыми для нивальных процессов всегда служат пе­регибы склона от более крутого участка к более пологому. Здесь создаются условия для значительного накопления снега, а это бла­гоприятствует интенсивной деятельности морозного выветривания, нивальных и солифлюкционных процессов.

Следовательно, для образования педипленов, представляющих собой конечный результат развития склонов в условиях тектониче­ского покоя, наиболее благоприятны области с резкими климатиче­скими контрастами—пустыни и полупустыни, арктическая и суб­арктическая зоны, а также области умеренной зоны с резко конти­нентальным климатом. В областях влажного и более равномерного умеренного климата, как и в гумидных областях тропической зоны, выравнивание идет примерно при равном участии пенепленизации и педипленизации.

Образование педиментов, педипленов и пенепленов возможно только в условияхнисходящего развития рельефа, т. е. в условиях преобладания экзогенных процессов над эндогенными. При этом происходит общее уменьшение относительных высот и выполажи­вание склонов. При восходящем развитии рельефа, т. е. при пре­обладании эндогенных процессов над экзогенными, склоны вновь становятся более крутыми, а образовавшиеся выровненные поверх­ности испытывают поднятие и в течение какого-то времени, про­должительность которого определяется как площадью выровнен­ной поверхности, так и интенсивностью последующих денудацион­ных процессов, могут сохраняться как реликтовые формы рельефа. При неоднократной смене этапов нисходящего и восходящего раз­вития рельефа в горных странах образуется ряд денудационных уровней, располагающихся в виде ступеней или ярусов на различ­ных высотах. Они получили названиеповерхностей выравнивания. Каждая в отдельности поверхность выравнивания может оказаться не только поднятой, но и деформированной в результате складча­тых или разрывных тектонических движений. В платформенных странах такие деформации более редки, и, как отмечается, в част­ности, Л, Кингом, денудационные уровни могут сохранять свои высотные отметки на очень большом протяжении. На Бразильском щите и на Африканской платформе Л. Кинг выделяет пять ярусов выровненных поверхностей, каждая из которых занимает значи­тельные площадки и находится в пределах этих площадей на близ­ких абсолютных высотах.

Примером поверхности выравнивания со складчато-глыбовой деформацией может служить среднеплиоценовая (предакчагыльская) поверхность выравнивания Большого Кавказа, которая ближе к оси свода Большого Кавказа поднята на 1000 и более метров, а в периферийной части располагается на абсолютных высотах 300— 400 м.