Осн. элементы рельефа

Рис. 1. Схема основных структурных элементов рельефа бассейнов рек Белого Иркута, Среднего Иркута Мугувека и Буговека.

1– водораздельные хребты; 2– ось главного водораздела (хребта); 3– водоразделы с ледниковой обработкой; 4– кары современных ледников (не старше 300 лет); 5– кары палеоледников; 6– троги палеоледников; 7– троги и кары предполагаемых палеоледников; 8– морены прогрессивных стадий оледенений (наступающих ледников); 9– морены регрессивных стадий оледенений (отступающих ледников); 10– денудационные части осыпей; 11– аккумуляционные части осыпей; 12– участки русел рек в пределах трогов и каров со слабой эрозионной производительностью; 13– участки русел рек, прорезающих ригели и стенки каров, с глубинным типом эрозии; 14– ущелья, каньоны и теснины; 15– участки рек и ручьев, забитые моренными и склоновыми крупно-глыбовыми отложениями

Восточный Саян — горная страна, лежащая на южной окраине Сибири между долинами рек Енисея и Ангары. Она занимает южную часть Красноярского края и Иркутской области, северо-восток Тувинской и запад Республики Бурятия. Ее площадь превышает 150 000 км2.

На данном сайте основное внимание уделено лишь небольшому по протяженности (25–26 км) горному массиву Мунку-Сардык, который имеет наивысшую отметку Восточного Саяна — г. Мунку-Сардык, 3491 м, выше которой нет вершин до самого Тихого океана. Хребет входит в состав самого южного саянского хребта Большой Саян и является его восточным окончанием. В горном узле Мунку-Сардык находится 23 вершины с высотами более трех тысяч метров и несколько ледников. По хребтам этого массива проходит государственная граница с МНР. Район исследования расположен в бассейнах рек Жохой, Бажир, Средний Иркут, Белый Иркут, Мугувек, Буговек и Бугота.

 

№п/п Наименование вершины[1] Высота в м
На хр. Мунку-Сардык (Бурин-Хан-Ула) — основной хребет, по которому проходит государственная граница:
1 г. Западная 3047
2 пик Авиастроитель 3236
3 пик Пограничный 3425
4 г. Сибирской Дивизии 3236
5 г. Экскадрилья 1-я, 2-я и 3-я 3177
6 г. Динамо 3341
7 г. Мунку-Сардык 3491
8 г. Пасмурная 3460
9 г. Леонова (Алексея) 3391
10 г. Авиатор 3333
11 г. Крылья Советов 3341
12 г. Лейтенантов 3117
13 пик Комарова 3189
14 3003
15 3010
Северные отроги, отрог Западный:
16 пик Рыжий 3129
17 г. Неисследованная 3032
Отрог Жохойский:
18 г. Жохой 3110
Отрог Окинский: нет вершин более 3000 м
Отрог  Катьки Дуры (Тыхен-Ардык):
19 г. Ласточка 3150
20 г. Недотрога 3080
21 г. Опасная 3180
22 г. Тыхен-Ардык 3175
23 На южных отрогах: г. ю-в Мунку-Сардык 3285

Площадь исследования составляет 293,67 кв. км и охватывает прилегающие к горе Мунку-Сардык территории, как со стороны России, так и Монголии. Западная рамка изучаемой территории имеет координаты 100°30′ в. д.; восточная — 100°47′; северная — 51°52′ с. ш.; южная — 51°40′ с. ш. Минимальная абсолютная высота территории 1450 м находится в устье р. Бугота, максимальная — г. Мунку-Сардык, высотой 3491,0 м. Таким образом, амплитуда, размах или энергия рельефа исследуемой территории составляет 2041 м.

2.3.1. Гляциальные геоморфологические формы

В геоморфологическом отношении описываемая территория весьма своеобразна. Здесь на сравнительно небольшом участке сочетаются основные структурные единицы рельефа, типичные для Восточного Саяна в целом: альпийские высоты северных отрогов хр. Мунку-Сардык, южная окраина Окинского плоскогорья. Современный рельеф здесь, как и во всем Восточном Саяне, сформировался в процессе неотектонических вертикальных движений, преимущественно восходящего характера (воздымание территории). Здесь отчетливо выделяются участки максимальных поднятий, характеризующиеся интенсивной денудацией, и участки относительно медленных поднятий, где денудация протекает слабее, а местами имеет место даже аккумуляция. По преобладающему денудационному агенту геоморфологические формы рельефа здесь можно подразделить на три типа: гляциальные, перигляциальные и водноэрозионные, в соответствие с которыми и произвести дальнейшее описание геоморфологического строения данной территории.

Свидетели былой гляциальной деятельности предстают перед нами в виде реликтовых форм рельефа нескольких этапов горно-долинных оледенений этой территории, часто значительно затушеванные последующими и современными гляциальными, склоновыми и эрозионными процессами. Гляциальные формы рельефа наиболее широко распространены в области интенсивного поднятия территории в местах формирования и транзита древних ледников и формирования современных. Здесь широко распространены альпинотипные формы рельефа. Это центральная часть хр. Мунку-Сардык в виде приподнятого на высоту 2500–3500 м нагромождения остроконечных перигляциальных вершин, соединенных друг с другом зубчатыми гребнями, изъеденными многочисленными карами. Этот район всегда находился выше снеговой линии. Это наиболее высокая часть хр. Мунку-Сардык увенчанная сейчас небольшими ледниками. Долины современных рек несут отчетливые следы ледниковой обработки и почти на всем протяжении сохраняют форму трогов: широкое плоское дно, плавно соединяющееся с крутыми (до 70°) бортами (рис. 2).

Сх. троговой долины

Рис. 2. Схема троговой долины (по Короновский, Якушова, 1991).

А — поверхность исчезнувшего льда; Б — продольный профиль части ледниковой долины; В — котловины ледникового выпахивания; R — ригели

Характерной чертой современных речных долин является их ступенчатость  в поперечном и продольном направлениях, отражающая последовательные стадии их развития. Первая стадия — заложение эрозионной долины, которые они прошли вероятно еще до первого существенного оледенения территории более 400 тыс. лет назад. Вторая — преобразование этой долины в трог (рис. 3–7). В заключительной третьей стадии — отступание ледника в кар (рис. 8) или полное его исчезновение и врезание в днище трога ущельеобразных водно-эрозионных долин. Боковые долины, как правило, висячие. Свидетелями былой ледниковой деятельности в пределах долин остаются большие эрратические валуны, бараньи лбы и моренные отложения (рис. 9).

Распространенной формой рельефа являются кары, местами лестницы каров, отражающие изменение снеговой линии за время формирования современного рельефа. Устье каров обычно замкнуто порогом из моренных отложений или скалистым ригелем. В днищах некоторых каров сохрани­лись озера (днище кара г. Мунку-Сардык с северной стороны).

Гольцовый рельеф со сглаженными формами развит в основ­ном по правобережью верховьев р. Оки. Он характеризуется слабым расчленением и пологими куполовидными вершинами, которые плавно переходят в обработанные ледником склоны долин. Здесь нередки прислоненные к склонам долин боковые морены, хорошо выраженные в рельефе в виде параллельных гряд.

Трог Мугувека

Рис. 3. Трог долины р. Мугувек (29.04.02 г.)

Трог Правого Мугуыека

Рис. 4. Выход трога с пер. Мугувек в долину р. Мугувек  (29.04.02 г.)

Трог в верх. Мугувека

Рис. 5. Трог р. Мугувек в верхнем течении (28.04.02 г.)

Трог Белого Иркута

Рис. 6. Трог Белого Иркута в среднем течении до слияния с Мугувеком (28.04.02 г.)

Трог в верх. Бел. Иркута

Рис. 7. Трог Белого Иркута в верховьях

Кар Пр. Мугувека

Рис. 8. Разрушенный и заваленный каменными осыпями кар под пер. Мугувек

Эрратические валуны

Рис. 9. Эрратические валуны в троговой долине Мугувека (2.05.04 г.)

 

2.3.2. Перигляциальные геоморфологические формы

Перигляциальные геоморфологические формы рельефа, встречающиеся в районе массива Мунку-Сардык, имеют вид пирамидальных гор, подвергающихся, как в прошлом, так и в настоящем времени, интенсивным процессам эрозии (рис. 10). Эти горы не были покрыты древним ледником — они выступали, как острова, в белом море льда и снега. Но говорить о том, что ледник никак их не задел, нельзя.

 

Рис. 10. Характер скальных перигляциальных останцов хребта Мунку-Сардык

Мощность ледника была огромной, и своими бортами он разрушал, бороздил, сглаживал склоны этих гор. Следы этой деятельности в настоящее время не видны, так как современные эрозионные процессы уничтожили их. Результатом этих процессов являются мощные осыпи на склонах. О том, что данные горные сооружения не были подвергнуты оледенению, говорят перигляциальные жандармы на водораздельных хребтах (рис. 11). При прохождении ледник уничтожил бы скальные останцы, разрушив их и сгладив склон.

Жандармы

Рис. 11. «Перигляциальные жандармы водораздельного хребта Мунку-Сардык вблизи главной вершины

 

2.3.3. Склоновые или гравитационные формы рельефа и процессы

Экзогенные процессы — рельефообразующие процессы, происходящие на поверхности Земли и в самых верхних частях земной коры: выветривание, эрозия, денудация, абразия, деятельность ледников и др. Экзогенные процессы обусловлены главным образом энергией солнечной радиации, силой тяжести и жизнедеятельностью организмов. Экзогенные процессы образуют преимущественно формы мезо и микрорельефа.

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.

2.3.4.1. Выветривание

Совокупность процессов разрушения и химического изменения горных пород в условиях земной поверхности или вблизи нее под воздействием атмосферы, воды и организмов называется выветриванием. 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.

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 (рис. 12).

Курумник

Рис. 12. Глыбы возникшие в результате физического (температурного) выветривания. Этот процесс протекает на крутых склонах высоких гор, особенно на склонах южной экспозиции

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 настоящем район, выше снеговой границы т.е. в перегляциальной зоне (выше современного оледенения).

В результате физического выветривания компактные породы распадаются на остроугольные обломки различной формы и разных размеров: 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.

Химическое выветривание наблюдается повсеместно.

Химическое выветривание резко замедляется в горных областях, где среднегодовая температура ниже 0°С.

Выветривание (физическое и частично 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.

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. Неоднородность пород и различная их устойчивость по отношению к различным видам выветривания ведет к образованию разнообразных, порой весьма причудливых, форм рельефа. 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.

2.3.3.2. Альтипланация

Вершины гор, которые значительно возвышаются над снеговой линией подвергаются альтипланации. Здесь могут образовываться нагорные террасы — площадки, размером от нескольких метров до нескольких километров, ограниченные крутыми уступами высотой от одного метра до нескольких метров. Таким площадкам свойственен слабый наклон, они покрыты глыбами, щебнем и мелкоземом, часто образуются на склонах, сложенных твердыми породами. Образуются при совокупном действии нивации, солифлюкции и гравитационных процессов и при определенных тектонических условиях и, чаще всего, выше снеговой линии.

2.3.3.3. Склоновые процессы и типы склонов

К склонам относят такие поверхности, на которых в перемещении вещества определяющую роль играет составляющая силы тяжести, ориентированная вниз по склону. 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.

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 (a> 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.

По длине склоны делят на: длинные (L>500 м), средней длины (L= 50–500 м), короткие склоны (L< 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. Поверхность каждого из пе¬речисленных склонов может быть осложнена повышениями и по¬нижениями неправильных очертаний и т.д. Форма профиля склонов несет особенно большую информацию о процессах, про¬исходящих на них, а иногда дает возможность судить о характере взаимодействия эндогенных и экзогенных сил.

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.

Среди склонов экзогенного происхождения в соответствии с действующими экзогенными агентами в горах могут быть выделены скло­ны, созданные поверхностными текучими водами — флювиальные, деятельностью ледников, ветра, подземных вод и мерзлотных процессов. Нередко склоны могут быть созданы совокупной деятельностью двух или нескольких экзогенных агентов. Наконец, сами склоновые процессы могут создавать новые склоны.

Склоны экзогенного 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.

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.

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.

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.

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.

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 в районе Мунку-Сардык довольно распространены.

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 осуществляют едва ли не основную работу по современной денудации склонов гор Мунку-Сардык.

Осыпные склоны. Образование осыпей связано преимущественно с физическим выветриванием. Наиболее типичные осыпи наблюдаются на склонах, сложенных более или менее рыхлыми породами. 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 (рис. 13). Талые и дождевые воды еще более углубляют желоба, расчленяют денудационную часть склонов, бровка склона становится фестончатой. Иногда рельеф денудационной части осыпных склонов оказывается очень сложным, образованным системой башен, колонн и др.

Живая осыпь Белого Иркута

Рис. 13.  Осыпной «живой» рыхлый склон правого борта Белого Иркута

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 (рис. 14).

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.

Конус выноса правого борта Мугувек

Рис. 14. Конус выноса правого борта р. Мугувек

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 (рис. 15). 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.

konus-vynosa1

Рис. 15. Подрезанные паводком 2006 года пролювиальные отложения в правом борту р. Белый Иркут

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. В природе встречаются громадные оползни, захватывающие сотни тысяч кубических метров породы, и малые, объем которых не превышает нескольких десятков кубометров.

Оползни образуются в горах в областях развития слабосцементированных пород 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 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. 16.

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 горизонта рыхлых осадков, слагающих склоны, иногда только почвенного слоя. Образованию оползней-оплывин способствуют также крутизна склона (15° и больше) и залегание водоносного горизонта в основании рыхлой толщи. В результате оползней-оплывин у подножия склона накапливаются массы оплывшего материала со сложным бугристым микрорельефом.

Для выявления оползневых склонов важное значение имеет изучение морфологии склонов. Свидетелями развития на склоне оползневых процессов служат появление «беспорядочного» бугристо-волнистого рельефа на поверхности и в основании склона, наличие террасовидных площадок, запрокинутых в сторону берега, свежих стенок срыва, замкнутых западин и других форм, чуждых обычному склону. Следует заметить, что крупные оползневые тела на склонах могут быть приняты за речные или нагорные 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 или морских отложений. Характерным внешним признаком оползневых склонов является развитие на них так называемого «пьяного леса», когда стволы деревьев вследствие движения грунта оказываются наклоненными в разные стороны.

Схема строения оползня

Рис. 16.  Схематический поперечный профиль оползня. 1- первоначальное положении склона; 2-ненарушенный склон; 3- оползневой блок; 4поверхность скольжения; 5- площадка оползневой трассы; 6- стенка срыва; 7- напорный оползневой вал, 8- урез реки.

 

Склоны отседания. 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. Отседание развивается особенно интенсивно при залегании прочных пород на рыхлых породах, способных к пластическим деформациям (глины, мергели, алевриты). Пластические деформации подстилающих пород способствуют образованию вышележащих твердых породах траппах (вблизи уступов речных или горных склонов) все более расширяющихся и углубляющихся трещин (рис. 18). Рост трещин приводит к отделению и последующему дроблению (в результате обвала) отделившихся блоков. Объемы блоков колеблются от десятков до тысяч кубических метров. С отседанием связано распространение «рвов отседания» — глубоких (до 20 м) и широких (до 100 м) трещин, параллельных склону. Длина рвов отседания исчисляется сотнями метров. В плане они имеют прямолинейные или ломаные очертания

В породах с четко выраженной вертикальной отдельностью блоки отседания, часто соскальзывая вниз, не опрокидываются, а прислоняются к «материнскому» склону. Такие формы отседания получили название осовов. В районе исследования таких образований нет.

Склон отседания

Рис.  17 . Склон отседания: а — рвы отседания; 1 — вертикально-трещиноватые массивные породы; 2 — породы, способные к пластическим деформациям; 3 — щебнисто-суглинистые отложения

 

Солифлюкционные склоны. На равнинах и в горах с сезонным промерзанием поверхностного грунта и особенно в областях с вечной мерзлотой распространенным типом склоновых процессов является солифлюкция (от лат. solum — почва, земля и fluctio — истечение). Она протекает только в так называемом деятельном слое — слое сезонного промерзания и оттаивания. Наличие на не¬которой глубине водоупора (вечномерзлого или еще не оттаявшей части сезонно-мерзлого слоя) обусловливает сильное увлажнение протаявшего слоя или его нижней части за счет содержащегося в нем льда и фильтрации влаги сверху. В результате грунт приобретает жидко-текучую консистенцию (состояние), способность течь тонким слоем. Солифлюкционное течение грунта происходит на склонах разной крутизны, начиная с углов наклона 2–3°. Скорость солифлюкционного движения измеряется миллиметрами и даже сантиметрами в секунду. Преобладающие скорости изменяются от 3 до 10 м/год. Такую солифлюкцию называют быстрой в отличие от медленной солифлюкции. Мощность солифлюкционных потоков невелика (20–60 см). Лишь в нижней части склона, где движение солифлюкционного потока замедляется, мощность медленно текущей массы может увеличиваться до 1 м и более. В результате образуются натечные солифлюкционные терраски языки, гофры, фестоны. Ширина языков-террасок может достигать нескольких десятков метров. В высоких широтах солифлюкция — один из основных поставщиков материала в долины рек и временных водотоков.

Дефлюкция и крип.  Дефлюкция (от лат. defluo — истекаю) — пластичное движение в виде медленного выдавливания слабо увлажненных грунтовых масс под почвенно-растительным покровом. Наблюдается преимущественно в областях гумидного климата. Смещение пород протекает со скоростью от 0,2 до 1,0 см/год на склонах крутизной от 8–10° (иногда меньше) до 35°. Дефлюкция тесно связана с другими склоновыми процессами, в частности с крипом (от англ. creep — ползти, сползать), который возникает под влиянием периодического изменения объема грунтовой массы, вызываемого колебанием температуры (температурный крип), попеременным промерзанием и оттаиванием (мерзлотный, или криогенный, крип), набуханием и усадкой глинистой составной части при увлажнении и высыхании (гигрогенный крип), развитием и отмиранием корней растений. Крип, подобно дефлюкции, вызывается действием силы тяжести.

Механизм медленного массового перемещения материала вниз по склону можно рассмотреть на примере температурного крипа. 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 вниз по склону, второй — по нормали к поверхности склона. Расширяясь, частица как бы поднимается ближе к поверхности. Выведенная из состояния равновесия, она успевает переместиться на некоторое расстояние вниз по склону. При понижении температуры частица опускается, но уже не на то место, с которого она сдвигалась при нагревании. При неоднократном нагревании частица, перемещаясь каждый раз на микроскопически малое расстояние, очень медленно сползает вниз по склону. Механизм движения частицы за счет изменения увлажненности в принципе тот же, добавляется только эффект пластичности грунта. Скорость такого медленного смещения коры выветривания (при ее глинистом или суглинистом составе) от 0,2 до 1,0 см/год. Криогенный крип происходит за счет изменения объема грунта при его попеременном промерзании и оттаивании. Крип распространен во всех климатических зонах и в грунтах разного гранулометрического состава.

О наличии на том или ином склоне медленного движения материала в результате дефлюкции и крипа 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 (рис. 18), изгибание по склону корней растений и некоторым другим. Дефлюкционные склоны обычно характеризуются ровной поверхностью и специфических морфологических черт рельефа не имеют. Поэтому задернованные или занятые лесом ровные склоны с первого взгляда могут показаться «мертвыми», неразвивающимися.

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

Строение дефлюкционного склона

Рис. 18. Строение дефлюкционного склона (Восточное Забайкалье, по Э.Л. Лихачевой): а — сильно смещенные склоновые отложения; б — горизонт кос (слабо смещенные склоновые отложения); в — «разборная скала» — подвергшиеся разрушению гранитоиды; г — солифлюкционная терраска. Цифры вверху — расстояние в метрах. Вертикальный и горизонтальный масштабы одинаковые.

Делювиальные склоны. Склоны, на которых перемещение материала вниз по склону происходит в результате стока дождевых или талых вод в виде тонких переплетающихся струек, густой сетью покрывающих всю поверхность склонов, называют делювиальными. Энергия («живая сила») таких струек очень мала. Однако и они в состоянии проводить большую работу, смывая мелкие частицы продуктов выветривания и отлагая их у подножия склонов, где формируется особый тип континентальных отложений, называемых делювиальными, или просто делювием (от лат. deluo — смываю). 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, наиболее плодородный горизонт почвы, который и придает сероватую окраску отложениям. Делювиальный смыв наносит большой вред почвенному покрову.

Интенсивность делювиального смыва зависит от ряда факторов: крутизны, длины склона и состава слагающих его пород, режима атмосферных осадков, интенсивности весеннего снеготаяния, от микрорельефа и характера поверхности склонов (занят ли склон лугом 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 лесу, с хорошо развитой лесной подстилкой, и на поверхностях с плотной травянистой дерниной делювиальный смыв гасится полностью, в том числе на крутых склонах.

Равномерный плоскостной смыв может быть лишь на ровных склонах. Таких «идеальных» условий в природе нет. На поверхности склонов всегда есть 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.

Переход «каменных морей» в «каменные реки». Такой процесс наблюдается и на солифлюкционных склонах, где линейность движения выражается в форме безрусельных ложбин деллей.

2.3.4. Эрозионные геоморфологические формы и явления

Поверхностные текучие воды — один из важнейших факторов преобразования рельефа Земли. Совокупность геоморфологических процессов, осуществляемых текучими водами, получила наименование флювиальных. Описанный выше делювиальный процесс так же, как и микросели, следует относить к флювиальным процессам. Но в данной главе термин «флювиальные процессы» будет употребляться в более узком смысле, имея в виду те процессы и явления, которые осуществляются линейными потоками движущейся воды, или водотоками — водной эрозией.

Эрозионные геоморфологические формы представлены, прежде всего, руслами рек — результатом интенсивной водной эрозии. Реки проложили себе русло в древних троговых долинах, по которым спускался ледник, углубив его на десятки метров. Стены ущелий очень высокие, но в ширину могут быть не более 10 м (рис. 19. Разрушительному действию водных потоков поддаются как мягкие известняки (рис. 20), так и твердые гранитогнейсы.

Ворота речки

Рис. 19. Выход из ущелья Белого Иркута, 4.05.04 г. — «Ворота речки, которыми возможно следовать дальше исключительно только в малую воду» (Перетолчин, 1908, с. 18)

Эрозионные формы рельефа

Рис. 20. Результат современной водной эрозии, углубившей и расчленившей ложе древних горных ледниковых долин.

 

 


[1] Курсивом приведено название вершины, которое  дано нами для удобства описания и ориентирования