Процесс массового переноса обломочного вещества на склонах.

 

Пологие склоны менее 10-12º составляют более 80% суши. При распашке и других благоприятных природных условиях в их формировании принимает участие делювиальный процесс, сочетающийся с медленным смещением обломочного слоя вниз по склону. На «естественных» склонах этот процесс выступает как основной. В современной литературе о склонах ему придается главное динамическое значение. Все же остальные процессы, включая оползневой или осыпно-обвальный, имеют незначительное распространение. Они распространены на ограниченных площадях, не превышающих 15-20% от общей площади склонов на земной поверхности. В то же время, склоны всей субарктической зоны, господствующей на территории нашей страны, относятся к морфодинамической группе – массового переноса вещества на склонах.

Важнейшей особенностью склонов данного генезиса являются трудности в диагностике по внешним признакам. Поэтому до самого последнего времени они были малоизученны. Считалось, что чехол обломков подготовлен к движению выветриванием. Это утверждение, безусловно, справедливо, но только отчасти. Территория России на две трети расположена в перигляциальной зоне – в зоне влияния подземного оледенения. А в условиях мерзлоты многолетней и сезонной, где мощность деятельного горизонта занимает 1-1,5 м, выветривание протекает медленнее. В каждом разрезе можно наблюдать, что с глубиной гранулометрический состав становится заметно грубее. Доля свежих и остроугольных обломков с глубиной резко возрастает, а мелкозема – убывает. В зависимости от гранулометрического состава и влажности меняются и свойства грунта. Большое значение приобретает способность разрыхленного вещества склона к деформации под действием силы тяжести.

Грунты склоновых образований по своей консистенции могут быть твердыми, пластичными и текучими. На консистенцию может оказывать влияние форма частиц – округлые или остроугольные, агрегатное состояние воды – жидкое или лед, и кристаллизационная связь. Разрушение последней при замерзании-оттаивании существенно увеличивает текучесть грунта. Скорость движения грунта по склону зависит от консистенции и мощности движущегося слоя. Выделяют три состояния склоновых масс: 1) жидко-текучее, 2) вязко-текучее и 3) медленное смещение.

Быстрая солифлюкция. Жидкотекучее состояние грунта называется солифлюкцией. При жидкотекучейконсистенции в ламинарном режиме оттаивающих и промерзающих влажных дисперсных грунтов процесс движения может протекать со скоростью до тысяч миллиметров в год и наблюдаться невооруженным глазом. Но действие этого механизма может осуществляться только в короткий промежуток времени – в летний период. Первые описания солифлюкции были сделаны Андерсоном в 1906 г на архипелаге Шпицберген и в Северной Швеции. В русском переводе солифлюкция означает «течение почвы». Солифлюкция характерна для территорий с распространением вечной мерзлоты и мерзлых рыхлых отложениях, которые способны концентрировать в себе влагу при замерзании.

Солифлюкционные склоны имеют широкое распространение в области вечной и многолетней мерзлоты Северной России, где они занимают, только в пределах Великих аккумулятивных равнин до 15-20% всей площади. Вопросы динамики, механизма и условий развития солифлюкции достаточно полно отражены в литературе последних 50 лет (Качурин, 1959; С.Воскресенский, 1962; Савельев, 1964; Каплина,1965; Жигарев, 1967, 1975; Гравис, 1969; Суходровский,1967? 1979; Worsley, Harris, 1974; Benedict, 1976; Гасанов, 1989; Розенбаум и др., 1989; Титов, 1970-1993; К. Воскресенский, 2001 и др.). Региональными и стационарными исследованиями установлено, что активность солифлюкционных процессов контролирует литолого-петрографический состав коренных пород, подстилающих чехол склоновых отложений. Существенное влияние на солифлюкцию оказывает влажность грунтов и распределение её по разрезу. При формировании солифлюкционных форм большое значение имеет гидростатический напор надмерзлотных вод, способный взвешивать оттаявший слой грунта. Дискретность полного гидростатического взвешивания оттаявшего слоя определяет наиболее яркие морфологические проявления солифлюкции в виде террас, фестончатых гирлянд, языков. При таянии происходит уменьшение объема замерзшего вещества и увеличение его влажности. Следствием этого является жидкотекучая консистенция грунта в деятельном горизонте, мощность которого и определяет мощность текучей массы грунта. Выделяют открытую и закрытую формы солифлюкционного движения (Рис. 18).

Для солифлюкционных потоков открытого типа характерно преобладание тонкодисперсного состава грунтов, более 50% обломочного материала которого не превышает 1 мм и представляет песчаный, пылеватый, илистый и глинистый материал. Но солифлюкция наблюдается и на склонах значительной крутизны, сложенных лишь на 20-35% рыхлым материалом. Она может протекать и при очень малых мощностях деятельного слоя: от 1-3 до 20 см. Но при этом количество мелкозема не должно быть меньше 50-60%. В состав грунта солифлюкционного движения могут входить крупные обломки щебня и даже крупные блоки монолитной породы. Обладая бо´льшим удельным весом, чем масса мелкозема, насыщенного водой, крупные глыбы проседают в нижнюю часть солифлюкционного потока, тормозя и приостанавливая его движение.

Различают и закрытую солифлюкцию. В этом случае поверх движущейся кашеобразной массы движется и находящейся над ней почти ненарушенный тонкий слой почвы.

Действие механизма быстрой солифлюкции. Для того чтобы грунт потек, необходимо его насыщение влагой. Наиболее благоприятными условиями для этого являются арктические широты. Здесь сплошь распространена вечная низкотемпературная мерзлота, в условиях которой просачивание воды вглубь не происходит. Испарение из-за низких температур ослаблено. Вся влага, попадающая на поверхность грунта, частично скатываясь по склону в водоемы, или впитывается. Водяные пары, если грунт насыщен не полностью, конденсируются на поверхности минеральных частиц. При миграции водяных паров в толще мерзлого грунта возникают линзочки, прожилки, стяжения сегрегационного льда. Этот процесс перемещения и перекристаллизации льда в толщи грунта производит кристаллизацию льда из дополнительных порций атмосферной влаги. Такой процесс получил название «режеляции». Последняя приводит к перестройке структуры мерзлых грунтов. В результате режеляции заметно снижается прочность грунтов, особенно к сопротивлению сдвига.

Опыты показали, что режеляция сухого грунта меньше ослабляет устойчивость породы к деформациям, чем влажные. Во влажных грунтах в результате режеляции прочность связи между агрегатами, составляющими грунт, заметно снижается. Это происходит в результате формирования в толще грунта ледяных тел, исчезающих при протаивании. Пленка воды, разделяющая агрегаты минеральных частиц, позволяет им менять положение относительно друг друга и течь. Таким образом, режеляция приводит к увеличению влажности и нарушению структуры, выделению свободной воды при таянии, что предопределяет течение (Рис.19).

Геоморфологические следствия быстрой солифлюкции. Микрорельеф склонов, формруемый быстрой солифлюкцией, характеризуется мелкой террасовидностью склона, наличием оплывных языков, фестонов и их гирлянд. В основании склона формируются солифлюкционные покровы. Амплитуда неровностей в среднем составляет 0,5-1,0 м. Быстрая солифлюкция осуществляется на склонах речных долин, береговых уступов, талласов. В высоких широтах она служит основным поставщиком рыхлого материала с междуречий и межозерий в сферу деятельности водных потоков и береговых процессов. Быстрвя солифлюкция формирует прямые или слабовогнутые склоны. Прямые склоны образуются, когда снесенный материал удаляется из-под склона текучей водой. Вогнутые, - если у основания склона формируется шлей солифлюкционного накопления.

Условия быстрой солифлюкции возможно также, когда протаивание грунтов достигает значительных глубин, а иссушение породы при этом не происходит. Солифлюкционные языки на арктических склонах располагаются в виде вытянутых по склону пятен или полос, размеры которых сопоставимы с площадью склонов южных экспозиций. Участки быстрой солифлюкции на цокольном рельефе располагаются в нивальных нишах.

Медленная солифлюкция происходит в результате вязкопластичных текучих деформаций рыхлых грунтов и медленного перемещения его по склону. При вязкотекучей консистенции движение незаметно невооруженным взглядом. Рыхлые массы, содержащие 50-70% песчано-глинистого материала при высокой водонасыщенности не в состоянии сохранять уклон более 7-8º. Они начинают медленно течь. Скорости движения зависят от мощности присклоновых накоплений, механического состава грунтов и водонасыщенности и составляют от десятков сантиметров до 2 м в год.

К склонам медленной солифлюкции относятся некоторое количество склонов в арктических и большинство в субарктических районах. Скорости движения медленной солифлюкции в арктических регионах значительно меньше, чем в субарктических, так как для быстрого хода процесса необходимы бо′льшие мощности деятельного горизонта, чем это есть в арктических тундрах. В умеренных широтах с гумидным климатом, в зоне с мощным деятельным слоем, медленная солифлюкция наиболее характерна для нижних увлажненных частей склонов. Водоупором для них служит вечная, позднесезонная, перелетковая или островная мерзлота. На территориях с периодическим промерзанием медленная солифлюкция приурочена к нижним частям склона, к нивальным нишам на склонах при условии, что без вечной мерзлоты уровень грунтовых вод или водонасыщенность связана с иными процессами и поддерживается за счет постоянного подтока воды с междуречий, подземных или конденсационных вод.

Медленная солифлюкция протекает также и на приводораздельных частях междуречий, на морских и речных террасах арктических побережий, вдали от эрозионных артерий, где эрозионный рельеф еще не успел сформироваться.

В районах с семиаридным климатом поверхности с постоянным увлажнением занимают ограниченные площади. Условия для процесса медленной солифлюкции вцелом не благоприятны. Однако, имеются факты, когда медленная солифлюкция наблюдается даже в полупустынных условиях Монголии, Юзо-западного Забайкалья, в Центральном Казахстане.

Действие механизма медленной солифлюкуии. Прямые измерения скоростей медленной солифлюкции в местах с ненарушенных человеком естественных процессов весьма многочисленны как в нашей стране, так и на зарубежных стационарах. Эти данные вместе с косвенными наблюдениями позволяют полагать, что при углах наклона 4-5º и мощностях отложений 3-4 м скорости колеблятся в пределах 5-80 мм /год (Рис.20).

Разрез толщи склона в денудационном рельефе имеет следующие типические черты. Верхний горизонт обычно скреплен корнями расстений, так как обогащен мелкоземом, и назыается почвенно-структурным горизонтом или жестким слоем. Его мощность составляет 30-40 см. Ниже расположен чехол склоновых образований, представляющий слой основного движения. Его образуют щебнистые серые суглинки с «плавающими» крупными обломками. Мощность слоя у основания склона составляет 3-4 м. В верхней и средней частях склона она - 0,8-2 м. Между выветрелой коренной породой и слоем основного движения залегает стой «кос». Он представляет собой структурный элювий, обломки которого начинают вовлекаться в движение в виде косовых потоков. Его мощность обычно находится в пределах 0,1-1,0 м. Например, в зоне выветривания моноклинально расположенных пород слой, сохраняя структуру материнских пород, в зоне кос разворачивает ориентировку пластов в обратном направлении падению пластов. (Рис.21).

При особо сильном увлажнении мощность рыхлого чехла уменьшается, вследствие убыстрения течения склоновых масс. В этих условиях выветривание не успевает подготовить достаточное количество рыхлого материала. Результатом чего происходит уменьшение мощности склонового потока. Образуются натечные террасы.

У подножий крутых скалистых склонов медленная солифлюкция проявляется в виде пятен на склоне. Она приурочена к местным вогнутостям, в вершине которых наблюдаются стоковые ложбины. Увеличение глинистой фракции в потоках увеличивает подвижность масс, что приводит к выполаживанию крутых склонов. При увеличении грубообломочных фракций, наоборот, замедляет скорость потока, и, как следствие- консервация крутизны склона.

Наличие водоупора и вечной мерзлоты, исключает возможность потери вдаги на просачивание. Поддержание высокого уровня влажности делает поверхность мерзлоты скользкой, что приводит к ускорению движения склоновых масс и выполаживанию склона (Рис.22).

Геоморфологические следствия солифлюкции. Благодаря подвижности материала, относительно равномерному и постоянному течению склонового материала, вырабатывается ровный и прямой склон. Отмечаются лишь плавные изменения уклона, связанные с прочностью подстилающих пород под движущейся склоновой массой. Формируются пологие валы «текущих болот» и микрорельеф, связанный с пучением и морозным трещинообразованием.

Насыщенность водой рыхлого обломочного материала приводит к процессам интенсивного пучения. Поверхность шлейфа увала или «грунтовых рек», часто встречающихся в вершинах долин с пологим профилем равновесия, формируются болотистые хляби, называемые «марями». Их осложняют отдельные гидролакколиты и бугры пучения 0,5-1,5 м высотой. Поверхность бугров слабо выпуклая, а склоны резко очерчены. Длинные оси бугров вытянуты в направлении уклона поверхности склона. Некоторые исследователи рассматривают происхождение бугров как деградирующие мерзлотные полироны, ограниченные трещинными, повторно жильными льдами. Повидимому в микрорельефе марей имеют место и гидролакколиты, и остаточные от деградации повторно-жильных льдов формы. Подобные формы встречаются повсеместно на всей территории Якутии, Восточнолй Сибири и Забайкалья.

Инженерно-геоморфологические особенности солифлюкционного процесса. На основании обзора работ, касающихся солифлюкционного движения, можно сформулировать положения, которые характеризуют сложившиеся к настоящему времени представления об этом процессе.

1. Малые величины смещения при солифлюкционном движении позволяют рассматривать солифлюкционные отложения как относительно стабильные, медленно изменяющиеся образования, отражающие динамику природных условий голоцена.

2. В области низкотемпературной вечной мерзлоты максимальные скорости движения возникают при протаивании высокольдистого основания. Движение масс формирует вертикальный скоростной профиль, имеющий выпуклый вниз по склону профиль.

3. Данные по скорости и действию механизма солифлюкции в высоких широтах характеризуют солифлюкционные склоны горных территорий и подгорных равнин с близким залеганием коренных пород, что обусловливает наличие щебнистого материала в слое движущегося грунта и значительное сопротивлению сдвигу на его подошве.

Мерзлотно-солифлюкуионное террассообразование. Солифлюкционные склоновые террасы представляют собой натёчные образования. Они являются результатом двух важных процессов: а) медленного перемещения рыхлого переувлажнённого материала вниз по склону и б) промерзания накапливающихся отложений снизу, увеличивая мощность вечной мерзлоты. Поэтому их следует называть мерзлотно-солифлюкционными образованиями. Доминирующим в этой паре процессов является сингенетическое промерзание накапливающихся отложений. В связи с тем, что мощность дерново-торфаного слоя колеблется в широких пределах: от 10-15 до 40-50 см, максимальная скорость движения грунтовых масс на разных участках склона должна наблюдаться в разное время сезона, при разной глубине протаивания, на глубину большую, чем мощность дерново-торфяного слоя (Рис.23-26).

Как любая криогенная форма рельефа, мерзлотно-солифлюкционные террасы проходят в своём развитии три основных стадии развития: роста, стабилизации и разрушения.

Стадия роста охватывает период с момента остановки первой движущейся по склону складки до прекращения роста террасы в высоту. Продолжительность этой стадии зависит от скорости движения складок и от крутизны склона. Основными отличительными геолого-геоморфологическими признаками молодых растущих складок является а) отсутствие сортировки слагающего материала близ фронтального уступа, б) слабая степень разложения верхних погребённых торфяных прослоек и наличие опрокинутых дернин, в) сравнительно пологие профили фронтальных уступов складок и г) наличие на поверхности террас свежих валов-складок высотой до 0,5 м.

Стадия стабилизации можно считать время их существования от остановки движения последней складки до появления первых явственно выраженных морфологически признаков разрушения уступов нижележащих складок. Этими признаками являются крутые склоны внешнего края террасы, появление на уступах трещин с обнажающимся грубообломочным материалом и/или небольшими пятнами каменных россыпей и блоков торфа под уступами.

Стадия разрушения мерзлотно-солифлюкционных террас начинается с появлением первых трещин в дерново-торфяном слое уступа или первых признаков образования у основания склона каменных россыпей. Появление трещин усиливает протаивание на фронтальных уступах, что вызывает дальнейшее разрушение и отступание вверх по склону. Благодаря этому, зона каменных россыпей у отступающих фронтальных уступов разрушающихся террас растягивается, прогрессивно увеличиваяст в размерах за счёт солифлюкционного смещения обломков. С появлением мелкозёма между обломками каменная россыпь зарастает (Рис.27).

Инженерно-геоморфологические следствия. При использовании мерзлотно-солифлюкционных террас в качестве строительных площадок нвиболее благоприятным является поверхность, находящаяся на стадии стабилизации. Солифлюкционный процесс на них проявляется слабо, а фронтальный уступ ещё достаточно устойчив. Для предохранения от разрушения необходимо воспрепятствовать процессу дальнейшего углубления протаивания на уступе террасы. Для этого необходимо уменьшить мощность снежного покрова под уступами и обеспечить, таким образом, охлаждение слагающих пород в зимний период с момента снегостава, до момента его разрушения.

Общие закономерности движения грунтов на солифлюкционных склонах. Движение материала при медленной солифлюкции следует рассматривать как движение вязко-текучего тела. В этом случае к нему применимо уравнение Н.И.Маслова. Оно предусматривает, что сопротивление сдвигу, при преодалении которого масса приходит в движение по склону должно выглядеть следующим образом:

Sρώ = p tgφώ + Σώ + Cc,

Где Sρώ - сопротивляемость сдвигу (кг/см²) про нагрузке p и влажности породы ώ; φώ – угол внутреннего трения породы при влажности ώ; Σώ - связность породы при влажности ώ; Сс - структурное сцепление.

Угол внутреннего трения сильно варьирует в зависимости от механического состава породы. Соотношение щебня разного размера и песка, с одной стороны, с пылеватыми, иловатыми и глинистыми частицами, с другой, в природных грунтах меняется в широких пределах. Во всех случаях при движении вниз по склону в результате выветривания, истирания и сглаживания острых рёбер постепенно увеличивается доля мелкозёма. А это значит, что при прочих равных условиях уменьшается сопротивление сдвигу. На длительно развивающемся склоне, опирающегося на постоянный базис, профиль должен быть слабо вогнутым внизу, что и наблюдается в действительности. Σώ – связность, обусловленная наличием коллоидов, по профилю склона величина близкая к постоянной. Но она меняется при переходе из одной географической зоны к другой и сильно зависит от литолог коренных пород. Сс – структурное сцепление, определяется возникновением или разрушением кристаллических связей. Этот показатель может иметь существенное значение при вовлечении в движение слабо литифицированных кайнозойских образований, которые в ходе движения теряют и без того слабые кристаллизационные связи.

Конжелифлюкционные склоновые процессы и склоны. Конжелифлюкция – это движение рыхлых обломочных масс на склонах крутизной 10-35º, обусловленное кратковременным, но систематически повторяющимся смещением масс грунта по насыщенному влагой относительно тонкому слою, расположенному над поверхностю мерзлых пород, меняющему свое положение по мере протаивания. В ограниченной по мощности прослойке грунт на время приобретает вязко-текучую консистенцию. В то же время основная масса вышележащего грунта находтися в вязко-пластичном состоянии. В результате конжелифлюкции происходит периодическое сползание грунтов, испытывающих сильное увлажнение, в маломощной прослойке постепенно опускающейся в толщу склоновых отложений по мере их оттаивания.

В таком понимании конжелифлюкция – это переходная форма движения рыхлого материала от медленной вязко-текучей солифлюкции к дефлюкции – пластичной деформации под действием силы тяжести. Эти виды движения сочетаются в каждом разрезе склоновых отложений, где в верхней части грунт имеет вязко-текучую консистенцию, а в нижней – вязкопластичную.

На рисунке 28 представлен типичный разрез конжелифлюкчионных отложений. В разрезе выделяется три основных слоя рыхлых отложений. Верхний горизонт представлен легкими суглинками, супесями с примесью дресвы и щебня. Ориентировки в расположении частиц щебня не замечается. Отчетливо выражена вертикальная микростолбчатая структура. На поверхности отдельностей наблюдается белёсая присыпка или коричневые корочки. Сверху до глубины 50-80 см проникают гумусовые затеки – языки темно-бурого цвета. В сухом состоянии за счет каогуляции коллоидных растворов структура грунта прочная. При намокании она становится пластичной. Вертикальные отдельности связаны с трещиноватостью, по которой направляются гумусовые затеки.

Средний слой – наиболее мощный. Контакт с вышележащим слоем резкий. В нем чередуются прослойки, обогащенные пылеватыми, илистыми и глинистыми частицами. Над обогащенными тонкодисперсным веществом прослойками мощностью 1-4 см грунт несколько ожелезнён. Слои не строго параллельны поверхности склона, а волнисты. На отдельных участках наблюдается резкая изогнутость слоев, а местами прослойки разорваны микросбросами. Прослойки «обтекают» крупные обломки. Описанная слоеватость подчеркивает расположение обломков, длинные оси которых в основной массе ориентированы параллельно поверхности склона.

Нижний слой или слой кос формируется по той же схеме, что был описан раньше.

Механизм образования такой слоистой породы следующий. Весной при стаивании снега часть воды просачивается в толщу склоновых отложений. Верхние десятки сантиметров грунта обсыхают достаточно быстро. Влага концентрируется над поверхностью мерзлотного горизонта. Избыточная влага формируется также и в трещинах у поверхности мерзлоты за счет конденсации водяных пород на границе разнотемпературных сред. Пока вес грунта над избыточно увлажненным горизонтом незначителен, сила тяжести, вектор которой направлен вниз по склону, (F= m g x sin α), недостаточна для смещения грунта. Кроме того, корневая система растений образует жесткий малоподвижный слой. С увеличением мощности и веса слоя сила тяжести увеличивается во все возрастающей прогрессии. К тому же подсохший вышележащий слой грунта несколько уменьшается в объеме. Для него возникает возможность сползти на миллиметры или их доли вниз. Сползание происходит по слою, насыщенному влагой и приобретшему вязко-текучее состояние. Как только сокращение объема верхнего слоя использовано, движение прекращается. Оттаивание идет в глубину, вышележащие слои еще более просыхают и смещение повторяется, но уже по другой более глубоко расположкееой плоскости. Постепенно оттаивание и послойное смещение достигает коренной породы. Этот процесс повторяется ежегодно. Со временем в толще грунта возникают прослои, в пределах которых грунт систематически перетирается и становится более глинистым, в сравнении с соседними слоями. Благодаря этому он становится менее водонасыщен и, когда его достигает протаивание, по нему происходит движение. В ходе послойного смещения обломки щебня разворачиваются своими длинными осями параллельно склону. Тем самым увеличивается сопротивление сдвигу в направлении параллельном поверхности склона.

Геоморфологические следствия. Поверхность склонов, формируемых конжелифлюкционным процессом сползания, обычно ровная. В нижней части он становится слегка вогнутым. Ближе к основанию склона влажность пород возрастает. Глинистого материала тоже становится больше. Возрастает скорость движения: быстрее, чем увеличивается количество смещенного материала. Течение приобретает импульсивный характер, в результате чего у основания склона появляются конжелифлюкционные террасы. По своему происхождению и облику они очень близки солифлюкционным террасам, но превосходят последних по размерам (15-2 м против 1-2м). В инженерном деле их называют натечными террасами. Блестящие описания их даны в трудах Я.А.Макерова (1913), С.В.Обручева (1937), С.П.Качурина (1939), С.С.Воскресенского (1962, 1992), Ю.Г.Симонова (1972) и мн. др. Натечные террасы (Р ис.29) изучались авторамив Забакалье и Приморском крае РФ. Ширина террас варьирует от 30 до 100 м, высота от 2 до15 м. Бровки террас выпуклые, не выдержанные по высоте. Они могут сливаться и расщепляться. Тыловой шов выражен более резко, нежели бровка. Для террас характерно увеличение размеров обломков вблизи уступа.

Разновидностью конжелефлюкционных террас являются курумы. Но их можно рассматривать и как результат медленой солифлюкции. Они широко распространены в гольцовом поясе горных районов, плоскогорий и плато. Курумами называют поверхности, образованные скоплением глыб размерами от десятков сантиметров до 2-3 м в поперечнике с незаполненными мелкоземом межглыбовыми полостями. Площади, занятые курумами в горах Забайкалья и Прибайкалья достигает 3-4% их площади (Рис.14). В Джукджуре – 5-7%, в Становом нагорье их площади составляют около10%, а в горных тундрах Арктики – еще больше. Их склоновыми разновидностями являются каменные реки и каменные полосы.

Рассматривая гольцову зону гор с самолёта, невольно обращаешь внимание на пятна гигантских лишаев-курумов. Для образования курумов необходима определенная литология. Они возникают там, где в глубину горной породы по тектоническим трещинам происходит выветривание. В результате от скал отрываются крупные обломки объемом не менее 2-3 дм³. Поэтому на слабых к разрушению породах курумы не возникают (Рис.30).

Наблюдения многих ученых и авторов настоящего пособия в том числе показали, что курумы различаются по условиям питания. Часть курумов располагается у подножья скалистых уступов. Их называют курумы-осыпи. Если выходы скальных пород невелики по сравнению с площадью курумов, то остается предположить, что база их питания располагается ниже поверхности рельефа. В горах Южной Сибири по хорошо увлажненным склонам крутизной 3-5º наблюдаются многочисленные пятна курумов, разбросанные среди леса и в гольцовом поясе гор. В плане они имеют овальную форму или форму полумесяца, обращенного своим выпуклой стороной вниз по склону. Размеры закурумленных пятен варьируют в пределах 20м. От одного пятна до другого тянутся узкие курумные дорожки шириной 0,5-1,0 м. Вскурумленные участки на таких склонах занимают до четверти площади склонов. Иногда они располагаются рядами. Поверхность таких пятен неровная, ямистая и располагается на 0,2-04м ниже соседних незакурумленных участков. Глубина ям достигает 0,5 – 0,8 м. Базальтовы плато и выходы гранитных интрузий на многие километры покрыты чашуйчатым панцырем курумов.

Механизм курумообразования, несмотря на все их разнообразие, одинаков. Верхний слой курумов образован рыхло лежащими глыбами. Пустоты занимают около четверти его тела. Щебень здесь полностью отсутствует. В нижней его части начинает скапливаться мелкозем и щебень, не заполняя и четверти свободного пространства. Мощность его изменяется от 1-2 до 4-20 м. Во втором слое, залегающем ниже, межглыбовые пространства полностью заполнены мелкоземом и льдом. Но глыбы и здесь составляют основную массу породы. Размер их такой же как и в верхнем горизонте. Между глыбами лежит влажный и пластичный суглинок со щебнем и песчанисто-дресвяной массой. Мощность слоя в среднем составляет 1-3 м. В основании второго слоя залегает сильно трещиноватая материнская порода. Там, где курумы наползают на террасы, в их основании лежит речной аллювий. Суглинистый материал второго слоя всегда влажный. Уровень грунтовых вод залегает выше верхней границы мелкозема – в крупноглыбовом слое. Только на крутых склонах вода отсутствует.

В начале лета в теле курума еще залегает лед. Вода, стекающая внутрь курума, не размывает и не перемещает тонкий материал. У нижнего конца курума поэтому мы не видим скоплений мелкозема. Нижний конец курумов обычно спускается на высокие поймы рек, перекрывая подстилающий аллювий. Волнистость поверхности курума, наличие малых западин, неустойчивое положение глыб, наличие на поверхности недавно перевернутых глыб не может быть объяснено не иначе как вертикальным перемещением материала курума, путем пучения и вымораживания глыб. Материал курумов, таким образом, не только движется вниз, но и перемешивается на своем пути. В результате глыбы лежат не плотно. В ходе пучения мелкозем поднимается наверх вместе с глыбами, смываясь дождями снова вглубь нижнего слоя. В миграции крупных глыб из глубины на поверхность, временное преобладание сил пучения над гравитацией является механизмом курумообразования. Это качество отличает курумы от склоновых процессов всех других типов.

Дефлюкционные процессы и склоны. Движение вязко-пластичных масс под действием силы тяжести называется дефлюкцией. Дефлюкционные и конжелифлюкционные склоны имеют близкую крутизну склонов (10-35º). Они имеют также сходство и по строению сползающих масс. На дефлюкционных склонах нет прослоев с вязко-текучей консистенцией. Большая часть года масса склоновых образований содержит мало влаги и ее консистенция не достигает нижнего прелела пластичности. При насыщении влагой пластичность возрастает, грунтовая масса становится пластичной и при достаточном напряжении возникает пластическая деформация, происходит движение грунта. Достаточность напряжения обычно связана с возрастанием мощности грунтовой массы. Скорость дефлюкции невелика. Как показывают наблюдения, это доли миллиметра в год. На отлогих склонах равнин с уклолнами поверхности 10-15º возникновению дефлюкции способствует повышенная увлажненность грунта, поскольку при малых уклонах значительная часть воды успевает просочиться в грунт. Поэтому именно на равнинах на дефлюкционных склонах чаще наблюдается переход через нижний предел пластичности. На крутых склонах – 15-35º составляющая силы тяжести больше. Зато дренаж здесь лучше и мелкозём реже достигает предела пластичности, да и пластичность его невелика. И всё же, несмотря на очевидность слабости процесса приходится констатировать, что в области денудации на склонах большой крутизны не накапливается многометровых толщ рыхлого материала, который сползает во склону под действием силы тяжести. Тем не менее, бровки террас закругляются, а тылокые швы террас заплывают.

. Морфологические черты и строение дефлюкционной толщи почти такое же, что и при конжелефлюкционной деятельности. Верхний горизонт также обладает вертикальной макростолбчатой отдельностью. Он скреплён растительностью, поэтому мало подвижен. Крупные обломки: глыбы и щебень не многочисленны и не обнаруживают ориентировки движения. Средний слой представден супесчано-суглинистой не расслоенной массой. Ориентировка обломков направлена параллельно склону и наблюдается отчетливо. Нижний горизонт представлен слоем кос, подстилаемый трещиноватой коренной породой. Морфологически и по строению склоновой массы дефлюкционные отложения мало отличаются от склонов медленной солифлюкции и конжелефлюкции.

Действие механизма процесса дефлюкции изучено слабо. Известно, что дефлюкция характерна для семиаридного климата Забайкалья, Южного и Среднего Урала, Центрального Казахстана изучалась в штатах Аризона и Кологадо в США. В районе гумидного климата в дефлюкционный процесс вовлекается и аллювий террас. Дефлюкционные террасы описаны на эрозионных склонах долины Шилки ниже г. Сретенска. Дефлюкционные натёки валунных суглинков на бровки каньонов рек Тосны и Саблинки отмечаются в Ленинградской области (Рис.31) В ходе дефлюкционного процесса происходит сглаживание острых ребер угловатых обломков. Они в процессе движения преобретают утюговидную форому.

Десерпционные склоновы процессы. Десерпция представляет собой процесс движение сухого обломочного материала: песка, дресвы, щебня под действием изменения объема при колебаниях суточных температур грунта. Перевод на русский язык этого термина означает «сползание» или «оползание». Но в литераторе по склоновым процессам под термином «десерпция» часто понимают собирательный образ всх разновидностей массового гравитационного движения обломочного материала на склонах, включая и крип.

В классическом понимании термина десерпционные склоны представляют собой усыпанные щебнем и дресвой «голые» поверхности или поверхности склонов, прикрытых тонкой дерниной. Десерпция протекает в сухом и влажном климате, при условии, если в чехле рыхлого материала резко преобладают обломки крупных фракций при дифиците мелкозема. По этой причине материал не может двигаться вследствие набухания, размокания, пластичности и текучести. При суточном нагревании-охлаждении происходит изменение точек и линий соприкосновения обломков между собой. При этом изменяется взаиморасположение обломков между собой. Направления их движения различны. Но их можно объединить в две группы: движение вниз по склону и движение вверх по нормали к поверхности склона. Первым способствует сила тяжести, а вторым – препятствует. Смещение сухого щебнисто-дресвянистого материала вниз по склону будет зависеть от величины силы тяжести, вектор которой направлен параллельно склону и крутизне склона. Уравнение скорости движения сухого обломочного материала на склонах расчитал американский исследователь Шайдегер:

 

где х – коэфициент линейного теплового расширения обломков, β – угол склона, σTọ - максимальная разность температур в течение цикла колебания температур на поверхности, k – теплопроводность,τ – период цикла колебания температур, Ср – удельная теплоемкость обломков, ρ – плотность.

Как видно из уравнения формула не учитывает размеры обломков, поэтому вряд ли можно считать ее универсальной.

В строении десерпционных отложений наблюдаются два слоя. Верхний представлен сухая щебнистая масса (30-40%) в супесчаном пористом материале (60-70%) с явно выраженной верхней темно-коричневой коркой почвенного горизонта, скрепленного корнями трявянистой растительности 5-7 см мощности. Трешиноватость выражена плохо. Общая мощность горизонта 40-60 см. Второй горизонт представлен щебнисто-глыбовым материалом. Количество мелкозема не превышает 10%. Материал лежит рыхло и представлен чашучатыми отдельностями, ориентрованными вниз по склону. Размерность к основанию горизонта увелисивается незначительно. Склоновые отложения залегают на трещиноватой поверхности коренной породы. Слой кос не характерен (Рис.32).

Дисерпционные склоны не пользуются ши