Склоновые процессы с преобладанием линейных форм повышенных скоростей массового перемещения материала.

Изменение скорости переноса обломочного материа по склону наблюдается как вдоль, так и поперек склона. Увеличение скорости движения наблюдается в виде полос разной ширины, вытянутых по падению склона. Изменение характера движения находит отображение в микрорельефе поверхности склона, в различном строении чехла и структуры движений, покрывающих склон.

Полосовые движения на солифлюкционных склонах отображаются в форме «солифлюкционных натечных языков». Такие языки образуются, когда жидкотекучий грунт преодолевает внутренний сдерживающий барьер и устремляется вниз. Обычно он использует микропонижения на склоне и стекает к подножью. Временным барьером может стать инженерное сооружение. Стимулирующими факторами развития процесса - быстрое потепление, вызвавшее быстрое локальное протаивание в местах слабо развитых или отсутствующих дернин и др. Эффект увеличения скорости течения возрастает, если в понижении дренируемом потоком находится вода. При благоприятных условиях солифлюкционные языки вытягиваются на десятки и сотни метров.

В горных районах линейная солифлюкция, возникая на откосах коренных гряд или в прибровочных частях речных долин может превратиться даже в сель. Катализаторами таких процессов могут стать обильные дожди, быстрое таяние льда или снега. Происходит стимулирование солифлюкционного процесса флювиальным движением водных масс.

В нижнем конце солифлюкционного языка движение грунта прекращается при исчерпании источника движения при выполаживании склона или достижении языком русла водоема. Солифлюкционные языки характерны для крутых склонов, развиавющихся на рыхлых отложеениях 25-50° крутизны. На месте остановки потока образуется конус выноса. Быстрое потепление может вызвать единовременное движение солифлюкционных потоков. При выходе их на субгоризонтальную поверхность речной террасы, например, конусы выноса потоков могут слиться и образовать солифлюкционную террасу.

Ленейные процессы повышенных скоростей движения на склонах медленой солифлюкции. В областях с семигумидным климатом и резко-континентальных его разновидностей Сибири, Приморского края России, Сахалина, Хабаровского края, Амурской области и примыкающих к ним районов Восточного Забайкалья можно встретить склоны, состоящие из мелких ложбин стока и выпукло-плавных повышений между ними. Такой микрорельеф осложняет верхние и средние части склонов малой крутизны (2-12°). На склонах большой крутизны они переформировываются в пролювиальные. Склоны этого типа характерны и для тундровых областей, развивающиеся на аккумулятивных склонах таллас – останцов аккумулятивных поверхностей, расположенных в районах активной алласной планации.. Формы микрорельефа ложбин напоминают делевый микрорельеф. Но он отличается от микрорелтефа делювиальных склонов большими размерами и глубиной ложбин. Ширина их колеблется, в зависимости от климатических условий, от 50 м более влажном до 100 м – в более сухом. Ширина межложбинных повышений в 2-3 раза превышает ширину ложбин. В Приангарской Сибири такие ложбины называют еланями.

Выраженностью в рельефе ложбины обязаны текучести грунта, который в их днище постоянно увлажнён. В разрезе разведочных шурфов и канав в зимнее время можно увидеть, что льдистость в таких понижениях гораздо выше, чем в межложбинных пространствах. Льдистые скопления образуют шлиры, линзы, секущие тела, заполняющие морозобойные трещины. Мощность слоя рыхлых грунтов в донной части ложбин гораздо больше, нежели на межложбинных водоразднлах. В весеннее время процесс протаивания грунтов в ложбинах отстает от межложбинных частей склона. После летних дождей сток по нерусловым ложбинам усиливается. Исчезает сезонная мерзлота или быстро оттаивает деятельный горизонт в условиях вечной и перелетковой мерзлоты. Движение грунтов усиливается в слое между плотиком и дерниной. В тундрах эти ложбины заселены карликовой ивой, являющейся хорошим их геоиндикатором на аэроснимках.

Деллевый перенос на конжелифлюкционных и дефлюкционных склонах. Л инейность движения материала находит выражение в форме деллей, представляющих собой безрусловые ложбины массового переноса обломочного материала. В отличии от деллей делювиальных склонов плоскостного переноса, делли конжелифлюкционных и дефлюкционных склонов имеют более контрастные формы выражения и несколько отличный механизм действия процесса.

Делли данного типа выработаны в поверхности склона на бо´льшую глубину, чем на деллювиальных склонах, и составляют 40-100 см при расстоянии между ними 50-60 м. Они относятся к формам микрорельефа и не изображаются, ни на геоморфологических, ни на топографических картах масштаба мельче 1:10000. Они характерны для тундровых, лесотундровых, лесостепных ландшафтов и характерны для антропогенно освоенных таежных ландшафтов. Делли конжелифлюкционных и дефлюкционных склонов отчетливо видны на аэроснимках. В разрезах деллей заметно выражено увеличение мощности гумусового горизонта и изменение структуры склоновых отложений (Рис.33).

В большинстве случаев делли прямолинейны и направлены по максимальному уклону склона. На веерно-выпуклых склонах к основанию склона они расходятся веером, увеличивая расстояния между собой книзу. И наоборот, при вогнуто-веерных склонах (водосборные воронки) они сходятся в базисной точке рельефа. Делли дефлюкционных и конжелифлюкционных склонов характерна средняя крутизна: от 10 до 25°. При большей крутизне делли превращаются в пролювиальные или осыпные лотки транзита. При меньших углах наклона делли не образуются. На коренных склонах направление деллей подчинено структурным особенностям эродируемых пород. При слиянии делей происходит их перерождение в пролювиальные ложбины. В днищах деллей могут наблюдаться отдельные эрозионные рытвины в несколько десятков сантиметров шириной при глубине в несколько сантиметров. В то же время, плотность дернины в русле деллей увеличивается

Чтобы составить представление о действии механизма делеобразования рассмотрим разрез (Рис.34). Верхний горизонт составляет карбонатно-гумусовый суглинок почвенного слоя. Ниже залегают суглинки со щебнем и глыбами. В центре делли мы видим пористый щебнисто-глыбовый материал. В подстилающем горизонте залегает слой кос, который резко переходит в трещиноватые горные породы коренного ложа, либо подстилается корой выветривания. Поры третьего горизонта периодически заполняются льдом. В весеннее и раннелетнее время оттаивание ледяных прожилков дает дополнительный импульс массовому переносу рыхлого материала по типу конжелифлюкционных или дефлюкционных процессов. Эти процессы способствуют углублению коренного ложа деллей без нарушения дернового слоя.

Строительство или проведение дорог на таких склонах не рекомендуется, так как это мероприятие требует повышенных вложений в дренажную систему.

Формирование каменных полос, каменных рек, каменных глетчеров сопровождается линейным смещением каменного материала. Каменные глетчеры приурочены к ледниковым карам, сравнительно недавно освобожденным ото льда. По форме и составу мало чем отличаются от угасающих ледниковых морен. Они представлены образованиями из каменных глыб, сцементированных льдом, которые движутся, благодаря пластичности льда. Каменные глетчеры располагаются в основании лавинных склонов в условиях определяемых близостью снеговой линии в оставленных ледниками каров и верховий троговых долин. Каменные глетчеры движутся со сторостью 0,2-0,5 м / г. Скорость движения их зависит от соотношения каменного и ледяного материала. Много оригинальных и новых данных о движении каменных глетчеров в настоящее время приводит в своих работах А.А.Галанин, рассматривая их как оригинальную форму современного оледенения[1]

Каменные полосы являются постоянно наблюдаемым явлением в низкогорьях с арктическими физико-географическими условиями. Они повсеместны на Чукотке, в горах Якутии и Северо-Востока России, в тундровом и лесотундровом поясе горных стран Сангилена, Саян, Прибайкалья и Забайкалья. Встречаются они и в Сихоте-Алине. Ширина полос колеблется в пределах от 10 до 200 м. Они встречаются на склонах с развитым дресвяно-щебнисто-глыбовым материалом в покровном комплексе. Каменные полосы не выступают в рельефе. Они реализуются в условиях равных скоростей движения склоновых масс на всем склоне за счет линейного пучения грунтов, сопровождающегося вертикальной циркуляцией каменных обломков. Такие физические условия могут возникать вдоль стоковых линий склона (Рис.36).

Каменные реки представляют собой линейно вытянутые курумы. Материалосборником являются первичные понижения на склоне, которые у своих нижних концов воронковидного раструба склона кверху аккумулируют материал склоновых курумов и перемещает их материал линейно, вдоль стоковых линий. Нижние горизонты каменных рек сцементированы льдом. Лёд между глыбами пластичен, так же как и лед ледников. Но удельный вес массы ледяной реки, включсющий кроме глыб льда еще и мелкозем, примерно в два раза больше по сравнению с ледником. Следовательно, и потенцию к движению такой материал будет иметь в два раза больше, нежели ледник. Значительный уклон склона усиливает скорость движения скованного льдом материала, а оттаивание льда при наличии мелкозема позволяет осуществлять быстрое движение и в вязко-пластичном состоянии по типу конжелифлюкции или дефлюкции.

С.С.Воскресенский [стр.142][2] приводит цифры для одного конуса аккумуляции каменной реки, спускающейся с левого берега долины р. Аргунь. «Длина 200 м, ширина 150 м, площадь 30000 м². Средняя мощность курумовых накоплений 5 м. Объем конуса 150 000 м³. Каменная река, создавшая этот конус, имеет в длину около 450 м при ширине над конусом около 20 м и средней мощности движущегося материала не более 2,5 м. Поперечное сечение движущенгося материала ее, следовательно, около 50 м². Скорость движения должна быть приблизительно около 20 - 30 см / год в средней части и на поверхности (т.е. максимальная скорость). Средняя скорость в таком случае будет не более 10 см/ год. Таким образом, через сечение должно проходить в год около 5 м³ породы. В таком случае на формирование конуса объемом в 150 000 м³ потребуется 30 000 лет. Это приблизительно соответствует представлениям о времени формирования первой надпойменной террасы в бассейне Амура».

В Забайкалье, Саянах, Прибайкалье, Южной Якутии и Приморье наблюдается своеобразное движение материала по небольшим и крутопадающим распадкам. Днище их выпуклое и сложено глыбовым материалом со щебенисто-суглинистым заполнителем. Склоновый материал этих каменных рек движется со средней скоростью 4-8 см/год, что было установлено С.С.Воскресенским для бассейна р. Шилки и является типичным явлением природы степного и лесостепного Забайкалья (Рис 37).

Ползущие камни наблюдаются повсеместно. Чаще всего они встречаются в гольцовой зоне гор. Крупные обломки в результате многократно повторяющегося процесса замерзания-оттаивания поднимаются из толщи склонового мелкозема на поверхность. Будучи включенными своим основанием в толщу мелкозема при медленном движении всей массы обломков по склонам крутизной 10-15°, крупные глыбы движутся несколько быстрей. Вследствие этого перед их фронтом движения возникают валики мелкоземистого грунта высотой от 20-30 до 60 см. Механизм этого явления заключается в следующем. При таянии снега над его поверхностью первыми появляются крупные глыбы. Глыбы начинают прогреваться, несмотря на окружающий снег. После схода снега вокруг глыбы возникает линза влажного талого грунта, способного к перемещению. На талый грунт давит тяжелая глыба, как бы, плавающая в нем и одновременно скользящая вниз под действием силы тяжести. Процесс повторяется из года в год, и крупные обломки достаточно быстро движутся вниз по склону, обгоняя мелкозем, лежащий по соседству (Рис.38).

Но бывают и труднообъяснимые явления, связанные с движением камней. Например, в Долине Смерти в штате Калифорния – в национальном заповеднике США, в южной её части, где летние температуры достигают 48,9° С., расположена глинистая равнина, дно бывшего озера Райстрек-Плайя. Её ещё называют долиной движущихся камней. В последние десятилетия учёными исследовательского центра велись систематические наблюдения за сотнями камней размерами с футбольный мяч до глыб в полтонны весом. Все они двигались в разные стороны, оставляя наблюдаемые следы на поверхности равнины. Движение происходит хаотическое: то поворачивая, то пересекая свой собственный след, как в одиночку, так и группами, неслаженно, по параллельным траекториям. Эти бегающие камни оставляют за собой грязевые борозды, однородные по своим геометрическим параметрам. Обломки часто движутся против направления господствующих ветров, взбираются вверх по слабонаклонным поверхностям со скоростью до нескольких метров в секунду. Следы их перемещений сохраняются до семи лет. «Бегающие камни» изучаются вот уже более 50 лет, но ни одна из гипотез этого феномена не даёт, по мнению американских учёных, сколько-нибудь приемлемого объяснения. Компьютерная обработка фотографий следов 162 валунов, сделанная в 1996 -2002 годах П.Мессиной и Ф.Стоффером, помогла составить карту траекторий их движения с вычислением координат. Анализ карты показал, что длина следов доломитовых галек составила максимально 900м при среднем их значении до 200м.

В России имеются и свои ползущие чуда. Одним из них является Синь-Камень на Плещеевом озере, близ г.Переяславля-Залесского. Плещеево озеро имеет площадь 50,8 кв. км и глубину до 25 м. Форма его округлая. Считается, что оно имеет ледниковое происхождение. Замерзает оно в ноябре и вскрывается в апреле. Боле 2000 лет Синь-Камень является местом религиозного поклонения славян. Камень первоначально лежал на вершине холма Ярилиной Плеши. На месте камня несколько раз возводили церкви, но они каждый раз либо сгорали, либо разрушались без видимых причин. Зимой 1788 года Синь-Камень пытались перевезти на другой берег озера для закладки его в фундамент будущей церкви. Но на середине озера двенадцатитонная махина упала с повозки и опустилась на дно на пятиметровую глубину. Через полвека камень сам выбрался на берег озера к подножью Ярилиной Плеши. Исследования 1998-2002 годов показали, что Синь-Камень в настоящее время погружается в моренный суглинок. Объяснение его перемещения по дну озера под воздействием ветров и движением вод, которое предлагает академическая наука, не представляется убедительным.

Подобных явлений в литературе можно найти не так мало. Это и Бож-Камень под Тулой, Конь-Камень на р. Красной Мече и Кремлёвский камень на Боровицком холме г Москвы тоже совершают рейды по неизвестной причине, и, конечно, являются местом поклонения и свершения религиозных обрядов. Это и летающие и застревающие на ветвях деревьев камни. Даже на Луне при повторном фотографировании обнаруживается эффект движения камней по поверхности рельефа также по неизвестной нам причине.

 

19. Гравитационные склоновые процессы.

 

Обвальные и камнепадные склоны образуются за счет перемещения обломков горных пород по склону под воздействием силы тяжести. Процесс протекает при соблюдении двух условий: 1) потеря сцепления обломка с массой горных пород, слагающих склон и 2) большая величина крутизны, превышающая угол естественного откоса сухих сыпучих тел (35-45°).

В процессе обваливания обломок, скатываясь вниз, ударяется о массивные коренные породы, что способствует откалыванию других обломков. Рассыпаясь от удара, они увеличивают объем движущейся массы. Возникают сухие грунтовые микролавины или камнепады. При неоднократом сходе их в ослабленных зонах возникают лотки лавинного переноса, которые поставляют обломочный материал на шлейфы осыпей, расположенных под обвальными и камнепадными склонами. Летом по ним переносятся массы обвально-осыпного материала, а зимой – снежных лавин. В случае, когда обваливающийся блок захватывает большую часть склона, он, конечно, дробится, но образовавшаяся разрыхленная масса, состоящая из множества крупных обломков движется как единая масса. Часто она перегораживает горные реки, образуя подпрудные озера. Особенно много таких озер на Памире. Озера Рица, Абрао и др. на Кавказе – широко известные явления. Крупные обвалы происходят в сейсмически активных зонах. Хорошо известны обвалы мыса Риты, Тэтэри, Покойники и Шартлай на Байкале, образовавшиеся во время землетрясений вдоль Обручевского сброса. Обвал Шартлай один из самых крупных в мире. В книге, посвященной анализу сейсмотектонических структур Прибайкалья[3], он характеризуется следующим образом. Обвал произошел в зоне сильно трещиноватых кристаллических пород протерозоя. Тыловой сместитель обвала представлен обнаженным уступом высотой 880 м в виде амфитеатра с фронтальным размахом более 5 км. Обавлившаяся масса сформировала холмисто-западинный рельеф с глубиной расчленения около 100 м., общим наклоном осредненной поверхности в сторону Бвйкала и превышением тылового шва над урезом воды около 300 м. Объем перемещенных масс составил 90 млн. м³ (Рис.11а, б).

Обвалы так или иначе связанные с «живой тектоникой» получили название «эндокинетические». Они проявляются в том случае, когда на поверхности во время землетрясений образуются сдвиги, раздвиги отпора и сбросы земной коры. Для них типичны громадные объёмы. Во время подобных обвалов срезаются, складываются и обрушаются отдельные вершрны гор, смещаются крупные участки склонов скальных массивов, полностью или частично засыпают долины рек, формируются запруды и озёра. Всем памятен такой обвал 2005 года на Камчатке, повлекший за собой экологическую катастрофу в Долине Гейзеров.

Но обвалы бывают и на равнинах. Масштаб таких явлений много меньше. Наиболее часто обваливаются блоки рыхлых пород, там где реки прорезают моренные гряды в областях древнего оледенения или высокие террасы в лесных и лесостепных районах Русской и Западно-Сибирской плит. Обвалы также характерны и для абразионных берегов.

Области многократного обваливания чпще всего бывает в горах, где эрозионные врезы достигают больших величин и приурочены к склонам, простирающимся параллельно осям поднятий горных хребтов.

Механизм обваливания. Подготовка блока горных пород к обваливанию происходит постепенно. Силы сцепления блока породы с коренным массивом ослабляются выветриванием, а составляющая силы тяжести нарастает, если подошва склона подрезается эрозией или абразией. Незначительный толчок нарушает баланс сил сцепления и силы тяжести и блок совершает обваливание. В горах этим толчком может быть землетрясение. Землетрясения не только уменьшают силы сцепления, но дают еще и дополнительный импульс к смещению горных масс по плоскостям тектонически ослабленных зон. Поэтому сильные землетрясения всегда сопровождаются многочисленными обвалами. Характерным примером может являться система Обручевского сброса на Байкале, вертикальное смещение вдоль которого за 32 млн. лет составио 10-11 км при крутизне 70-90°с шириной всего 4-5 км.. Большое количество обвалов произошло при землетрясении в Гобийском Алтае в 1957 году и Муйском землетрясении 1958 году. В результате подводного землетрясения, обвала и цунами в Малайском архипелаге 26 декабря 2004 года, произошла крупнейшая за последние 50 лет экологическая катастрофа мирового масштаба.

Крупные обвальные массы при падении дробятся. Мелкие обломки, сохраняя энерцию движения, продолжают двигаться вниз по долинам рек, напоминая в своем движении лавины. Если обвалиавются снежные или ледниковые массы в горах, то обвалы превращаются в ледо-водокаменные селеподобные потоки, сметающие на своем пути посёлки и инженерные сооружения, а иногда и целые города с многотвсячным населением. Такая катастрофа произошла на Северном Кавказе в 2000 г, на склонах г. Уаскаран в Перу в 1962 и в 1970 гг. С.С.Воскресенский, ссылаясь на А.Герхарда, пишет[4], что объем наиболее крупного обвала а Восточных Альпах (позднеледниковье, конец вюрма) достигал 15 км³, а площадь 49 км². На Западном Памире в долине Мургаб в 1911 году произошел обвал, масса которого составила 3 км³, что эквивалентно всему твердому стоку бассейна Волги за 250 лет работы, до того как ее перепрудили водохранилицами.

Осыпным процессом называется скатывание обломков под действием силы тяжести, сопровождающееся частичным дроблением принимаемых в движении обломков. Крутизна склонов, формирующихся под действием этих процессов должна быть равна или больше угла естественного откоса для сыпучих материалов (α ≥ 35°). В основании осыпных склонов формируется колювиальный шлейф подножья. Осыпи бывают “живые” и закрепленные. “Живыми” называются осыпи, постоянно пополняемые обломочным материалом и находящиеся в неустойчивом равновесии. Поступление материала в осыпь больше расходуемого эрозионными процессами приводит к погребению долин колювиальным материалом. Действие любого самого незначительного агента (громкий крик, движение животного, падение камня и др.) может привести к массовому движению сыпучего материала. Закрепленные осыпи имеют наклон склона меньше критического, так как поступающий и расходуемый материал из тела осыпи не сбалансированы. Если поступающего материала немного меньше расходуемого, то осыпь закрепляется растительностью. Размер обломочного материала, поступающего в осыпь, зависит от физических свойств выветриваемых пород, но не превышает обычно 0,1 м³.

Осыпи, как и обвалы, приурочены к областям молодого горообразования. На равнинах они крайне редки и сопряжены с активной боковой эрозией рек. Наиболее активный период осыпного процесса наступает в весеннее время, когда ослабевает сцепление трешиноватых горных пород в результате вытаивания трещинных льдов на коренных камнепадных склонах. Пополнение материалом осыпей происходит, в период летних ливней и при землетрясениях.

Осыпные склоны имеют денудационныю и аккумулятивную части. Денудационная часть превышает угол естественного откоса и составляет 35-50°. Поверхность таких склонов обнажена и гафрирована. Вдоль склона происходит чередование склоновых осыпных лотков и водораздельных грив между ними. На задернованных склонах формы имеют округлые очертания, на открытых- ребристо-угловатые. Желобы в нижней части объединяются в более крупные и называются выводными. Они могут иметь несколько десятков метров в ширину. Процессы расчленения коренных склонов по ним происходит интенсивно. Между ними часто образуются скальные выходы в виде причудливых форм, экзотических животных, столбов, галлерей, земляных пирамид, башен и “сахарных голов”. Аккумулятивная часть склона представляет собой шлейфы подножий, состоящие из объединенных конусов выноса. Их размеры зависят от интенсивности физического выветривания в горах, прочностных свойств разрушающихся пород, емкости накопителя и наличия агента переработки осыпного материала и энергии рельефа. В троговых долинах с неразвитой гидросетью в условиях высоких значений энергии рельефа осыпи могут достигать внушительных размеров. Осыпи деградируют при условии, когда энергия водного потока в долине больше энергии осыпного процесса. При сбалансированности действия обоих процессов склоновы осыпеобразование преобретают динамический покой и остается величиной постоянной.

Лавинный процесс представляет собой обрушение у вершины склона снежной или грунтовой массы и быстрое передвижение ее вниз по склону под действием силы тяжести. По мере продвижения этих масс вниз в тело лавины происходит втягивание все больших масс материала, выведенных из равновесия начальным импульсом движения. Лавинный процесс характеризуется экспонентальным развитием. Первоначально лавина может начаться с обвала снежного козырька или одного камня. Затнм её активность возрастает. Она может начаться под воздействием превышения критических масс на склоне или уменьшения силы сцепления в результате перекристаллизации снега у его основания, резкого звука в горах, неосторожного движения животного, группы спортсменов и других аналогичных обстоятельств. По мере продвидения вниз в нее затягивается все больше материала и к концу движения она может в десятки раз превышать свои первоначальные объемы. В определенных ситуациях сходу лавины могут способствовать сопутствующие явления, и она может сталь снежно-каменной, снежно-водокаменной, просто грунтовой или мощным селевым потоком. Таким образом, лавинный процесс объединает несколько динамических типов движений: снежные, снежно-ледяные, снежно-водо-ледяные или снежно-селевые (Уаскаран в Перу, Колка на Кавказе). Но всех их будет общить экспонентальное развитие процесса.

Наиболее хорошо изучены снежные лавины, относимые А.И.Спиридоновым (1963,1967) к группе гравитационных процессом. Они присущи горным странам, характеризующимся высокими показателями энергии рельефа. Преобладают три основных типа снежных лавин: осовы, пластовые и лотковые. Наиболее отчётливо выражены в рельефе лотковые лавины. Их следы проявляются в виде денудационных борозд, как на обнаженных крутых склонах 25-80°, так и на закрепленных растительностью менее крутых – 25-35°. Территориально они обычно совпадают с обвально-осыпными склонами, работающими летом, и используют те же формы лотково-гривого расчлениения, что и осыпно-обвальные склоны. Поэтому шлейфы подножий осыпно-обвальных склонов содержат и отложения лавинного переноса в виде растительного детрита и крупных оглаженных каменных блоков, отдельные из которых могут превышать 2 м³.

Сход мокрых лавин приводит к образованию котловин выбивания у основания склонов. Встречающиеся на пути транзита преграды в виде террас или террасовидных поверхностей превращают обычную лавину в прыгающую, увеличивая ее разрушающую силу. При падении мокрой лавины в каровое озеро в весеннее время происходит нарушение ледяного покрова, заплески водно-ледяной массы из кара через ригель провоцируют селевой поток в долинах рек, расположенных ниже ригеля.

Форма продольного профиля лавинных склонов вогнутая. Она поддерживается разной дальностью разброса обломков лавинами неодинаковой силы, а также переотложением материала при мощных лавинах, обычно вырабатывающих верхнюю половину профиля поля действия лавин. С.М.Мягковым была предложена формула, описывающая форму выработанной части профиля лавинного склона:

 

у = α (х² + 10х),

 

где у – высота точки над основанием профиля, х – расстояние от подошвы профиля и α – кроэффициент, зависящий от общей крутизны продольного профиля.

Сравнимых данных по оценке денудационной роли снежных лавин в разных горных регионах мира нет. Отдельные из них по одним и тем же районвм разняться на порядок, а то и на полтола. Поэтому о количественных оценках денудационной роли лавин можно говорить с множественными оговорками.

Любопытен японский метод классификации лавин по мощности. В Японии классификацию лавин проводят на основе оценки веса захваченного материала. Она напоминает магнитудную шкалу Рихтера для землетрясений, так как в неё вводится понятие магнитуды массы (ММ) – величины, соответствующей десятичному логарифму массы снега в тоннах. Согласно этой шкале, малыми лавинами называются те, у которых эта величина измеряется от 1 до 3. Для крупных лавин величина ММ составляет 3-5. Отмечены редкие случаи, когда ММ, достигала 7[5]. Это небывало крупное явление природы, причинившее огромный ущерб народному хозяйству.

Инженерно-геоморфологическая оценка склоновых процессов. Всё разнообразие склоновых процессов должно учитываться в хозяйственной деятельности человека. Воспрепятствовать солифлюкции, дефлюкции, обвалам, оползням или лавинам либо невозможно, либо очень дорого. Но определить и закартировать склоны с опасными явлениями и оценить степень инженерного риска не только возможно, но и совершенно необходимо. Именно в этом и заключается инженерно-геоморфологическая оценка. Выработка же противодействующих мероприятий этим опасным процессам – задача инженерной геологии. Большенство исследователей смешивают оба эти направления в исследованиях. И эту разницу совершенно необходимо подчеркивать и объяснять в курсах динамической геоморфологии. Инженер-геоморфолог изучает динамику процесса, определяет местоположение в рельефе и прогнозирует степень риска, в то время как инженер-геолог принимает практическое решение по каждой конкретной инженерной задаче, по проведению противодействующих опасности мероприятий.