Водно-гравитационные процессы

 

К водно-гравитационной группе склоновых процессов относятся агенты, формирующие склоны оползания, оплывания и отседания, где вода является важным фактором, подготавливающим склоновые массы к движению. Решающим для всех остается гравитационный дисбаланс масс. Вся эта группа процессов связана с однотипным процессом оползания в разных годродинамических условиях. Автономность же им придаёт форма проявления процесса в виде а) оползания блоков пород - обычные оползни, б) быстрого оползания чехлов рыхлых отложений по поверзности коренных или мерзлых пород – оползни-сплывы, в) оползания малых блоков по всей поверхности склона – оплывание и г) отседания блоков вдоль фронта коренного склона.

Процессы эти достаточно хорошо изучены и по их динамике имеется достаточно большая литература: как учебная, так и научная. Будучи приурочены к берегам рек, водохранилищ, озер и морей, оползневые процессы возникают там, где расположены города, поселки, промышленные зоны. Разрушения, связанные с оползнями, приносили человечеству неисчислимые бедствия. Поэтому, совершенно естественно, с давних времён мысль прогнозистов-геоморфологов и инженегов-геологов была направлена на борьбу с ними. В задачу университетского курса в рамках географической специальности входит рассмотрение оползней с фундаментальных позиций, как динамического явления в целом, знания о котором необходимы для осуществления геоморфологического прогнозирования, отображения закономерностей местоположения его развития на инженерно-геоморфологических картах.

Наличие или отсутствие оползней легко устанавливается геоморфологическими и дистанционными методами, так как оползни обладают устойчивыми, легко рапознаваемыми индикационными признаками. Оконтуривание районов оползневой опасности, районирование по степени риска – первейшие задача инженерной геоморфологии. В то же время, в задачи геоморфолога-прогнозиста входит и моделирование возможного хода процесса при изменяющихся вводных условиях: а) при затоплении территории будущим водохранилищем; б) при изменении уровня в нем воды; в) в условиях повышенной сейсмичности; г) карстовых процессов; д) вечной мерзлоты и т.д. Геоморфолог обязан составить перечень потенциально опасных местоположений и нежелательных инженерных решений, которые могут вызвать в тех или иных условиях, где есть потенциальная оползневая опасность, негативные последствия. Способ же инженерных решений входит в задачу инженер-геологов и проектировщиков.

Процесс оползания всегда связан с наличием слабо связных грунтов, зеркала грунтовых вод под ними на уровне или выше подпора зеркалом вод реки, озера, водохранилища или моря, угла наклона более 15-20˚ и значительной высоты склона. Хотя, в редких случаях оползни известны и при углах наклона склонов в 7-8˚

Процесс оползания – это смещение блоков пород под действием силы тяжести, наличия подземного водоупора и высоких значений энергии рельефа, когда углы наклона и глубина вреза эрозионных склонов превышают критические значения для начала движения блоков. Если процесс оползания происходит в виде целого блока без нарушения структуры пород, то он приводит к образованию структурного оползня (детрузивные оползни) (Рис.39). В этом случае изменяются лишь углы наклона пород. Если же оползающие блоки слагают рыхлые или слабо сцементированные породы, то при оползании порода часто дробится, брекчируется и превращается в бессструктурную массу. Такие оползни по терминологии А.П.Павлова (1910) называются деляпсивными ( Рис.40 ). Их подавляющее большинство. В деляпсивном оползневом процессе выделяется три динамические стадии развития: 1) асеквентные – развитие в однородных породах; 2) консеквентные, проходящие по плоскостям напластования пород или же по плоскостям разломов или трещин; 3) инсеквентные, для которых характерно пересечение плоскостями оползания поверхностей напластования, плоскостей разломов или трещин (Рис. 41, 42).

Оползни, происходящие на одном высотном ярусе, называются одноярусные. Те, которые произошли на нескольких ярусах, – многоярусными. Последние характерны горным областям, реже на равнинах, но при условии, что расчленение рельефа превышает 100-200 м.

По времени образования выделяются оползни одновременные, периодические и постоянные. Различают оползни современные, исторические, произошедшие на памяти человек (0,5-5 тыс. лет назад) и древние, удаленные от нас геологическим временем.

Динамика процесса. Поверхность отрыва-скольжения оползня стремится приблизиться к окружности, напоминая листрический разлом. При оползании сползающий блок обычно состоит из нескольких пластин. Для того, чтобы сдвигающие силы могли преодолеть сопротивления силы сцепления, необходимо, чтобы для каждого отдельно отседающей пластины-блока, наиболее далеко отстоящего от бровки разрушающейся поверхности был бы увеличен угол отседания. Следовательно, угол подошвы каждого блока, далее отстоящего от обрыва, должен быть круче предыдущего. Иначе внутри блока возникнут силы, стремящиеся его разорвать. Но при увеличении углов наклона отседания каждого блока будет возрастать и поверхность сцеплления при скольжении, которая будет равна мощности блока b, отнесенная к cos α.- угла наклона сместителя.. Движение может начаться, если суммарная сила тяжести всех пластин-блоков будет больше силы сопротивления, состоящей из суммы сил сцепления и внутреннего трения.

Отсюда следуют и некоторые инженерно-геоморфологическиерекомендации. Чтобы избежать сползания нельзя допускать некоторые инженерные мероприятия: 1) перегрузки в верхней часити оползня; 2) подрезание основания оползня; 3) переувлажнения всего косогора и 4) осуществление водного подпора тела оползня. Простейшей рекомендации для ослабления силы оползня должно быть дренирование, приводящее к усилению силы сцепления.

Морфология оползневых склонов. В результате движения оползня возникают специфические формы рельефа (Рис.39). От бровки до пришовной части оползневой террасы наблюдается обратный наклон и водосборная область, питающая зону оползневого контакта. В плане оползень стремится образовать циркообразную область – ендовину. Наличие террасовой поверхности с обратным уклоном является первейшим индикатором оползня. А наличие серии таких террас, угол падения площадок которых увеличивается вниз по склону свидетельствует о масштабности этого явления. В ендовине оползня всегда можно наблюдать бугристо-западинный рельеф с общим уклоном поверхности вниз по склону. У берегов подпрудных озер, водохранилищ и морских побережий с явно проявленной тенденцией к повышению уровня моря можно наблюдать целые гирлянды циркообразных ендовин с крутыми оползневыми уступами и бугристо-западинным рельефом. Эти формы часто соединябтся, образуя сплошной оползневой склон с фестончатым рисунком бровки сплошного оползневого склона

21. Флювиальный морфолитогенез.

 

Флювиальные процессы создают формы аккумулятивного и выработанного рельефа постоянными и временными поверхностными водными потоками. Сущность флювиальных процессов состоит в размыве водными потоками земной поверхности в одних местах, переноса и отложения продуктов размыва в других. Поэтому в одно и то же время образуются как выработанные (эрозионные), так и коррелятные им аккумулятивные образования. Под воздействием флювиальных процессов возникают не только формы рельефа, но и соответствующие им по генезису отложения. Такой процесс называется морфолитогенез.

Флювиальные процессы различают по направленности и по характеру водных потоков. Они бывают постоянными и временными, горными и равнинными, русловыми и нерусловыми. Флювиальные процессы имеют прерывисто-непрерывный характер. Прерывистость заключается в том, что поток подразделяется на структурно-иерархические уровни: русловой, долинный, бассейновый. Соответственно этому правомочно деление флювиальной динамической геоморфологии на три раздела: морфодинамики русла, морфодинамики долин и морфодинамики бассейнов. В рамках данного курса мы рассмотрим только общие вопросы флювиального морфолитогенеза.

Движущие силы флювиального процесса. Флювиальный процесс включает размыв, перенос и отложение осадков под воздействием текучей воды и силы тяжести. Движение воды вызывает движение наносов и осаждение их в конечных коллекторах, где вода перестает течь, либо ее движение составляет бесконечно малую величину.

Кориолисово ускорение. Движущиеся водные массы испытывают отклоняющее воздействие вращения Земли, вызывающее кориолисово ускорение, возникающее за счет вращения Земли вокруг своей оси с востока на запад. Оно присуще любому движущемуся телу, независимо то направления движения, и ориентировано по нормали к его траекрории. Кориолисово ускорение вызывает отклонение потоков в Северном полушарии вправо, а в южном полушарии влево, согласно закону Словцова-Бэра-Бабине. Оно определяется из выражения:

Ку = 2υω sinφ,

где ω – угловая скорость вращения Земли, υ – скорость движения тела, φ – географическая широта местности, Ку – кориолисово ускорение.

Ускорение действует на водную массу и вызывает изменение уклона рек -α. Оно может быть определено из отношения кориолисова ускорения к ускорению силы тяжести и становится равно тангенсу угла наклона русла реки.

Кориолисово ускорение даёт разный геоморфологический эффект у рек с неодинаковой массой воды, поскольку сила кориолиса определяется как произведение массы воды на кориолисово ускорение. Эта величина существенно различается у рек разного размера. У больших полноводных рек она существенно велика, а у малых приближается к нулю и может не влиять на строение долин.

Второй движущей силой флювиального потока является воздействие центробежной силы на водный поток. Результатом такого воздействия является асимметрия формы речной долины. Знак асимметрии меняется на противоположный при каждом повороте реки. Величина этой силы определяется произведением массы воды на квадрат скорости ее течения, отнесенные к радиусу кривизны излучины. Центробежная сила связана с поворотом русла и действует одинаково на всех географических широтах. Под действием этой силы динамическая ось потока и его стрежень смещаются в сторону вогнутого берега. Поверхность воды здесь повышается и приобретает поперечный наклон. Его значение (tgα) определяется отношением центробежного ускорения v²/R к ускорению силы тяжести g.. Под влиянием равнодействующей силы тяжести и центробежной силы массы воды у этого берега опускаются, что приводит к возникновению поперечной циркуляции, размыва вогнутых и намыва выпуклых берегов реки. В результате длительного действия процессов размыва и намыва на противоположных берегах русло реки перемещается на правых поворотах влево, а на левых – вправо. Это приводит к удлинению реки, уменьшению продольных уклонов, росту кривизны извилин и образованию меандр.

Однако извилины такой правильной синусоидальной формы у рек встречаются редко, поскольку перемещения русла определяется не только центробежной силой, но и силой Кориолиса. При повороте вправо она вычитается из центробежной, а при повороте влево – складывается. Поэтому левые берега долин рек в северном полушарии круче противоположных.

Формирование речных долин, их поперечных и продольных профилей. Основными элементами речных долин в гумидной зоне являются следующие формы рельефа: русло реки, пойменные, надпойменные террасы и эрозионные склоны. Несмотря на их парагенетическую связь, каждый из этих элементов долины формируется и преобразуется эндодинамическими и экзодинамическими процессами неодинаково. Результатом такого взаимодействия в природе наблюдается большое разнообразие типов речных долин, разнящихся по строению поперечного и продольного профилей.

Морфологические типы речных долин классифицируются в зависимости от соотношений поперечного и продольного профилей. Типология поперечных сечений долин может быть тесно связана с общей геолого-геоморфологической обстановкой региона. В этом случае классифиуационными признаками служат следующие морфологические признаки: ширина днища, характер сочленения поймы с террасами и склонами, крутизна эрозионных склонов долины, строение коррелятных рыхлых накоплений. По этим признакам выделяются следующие морфологические типы долин: треугольные (V-образные), параболические (U-образные), трапецевидные (ящикообразные), желобовидные (корытообразные), ящикообразные и планиформные. Их разнообразие и динамические стадии развития показаны на Рис.43. Долины с треугольным или V-образным поперечным профилем приурочены к областям молодого эрозионного вреза. Имеют прямые склоны, выработанные в коренных породах. Они развиваются под воздействием обвально-осыпных (более 30-40°), дефлюкционно-осыпных (20-30°), дефлюкционно-курумовых (10-20°) в северных широтах и гольцовом поясе гор. В ряде случаев прямые склоны могут иметь узкие и наклонные площадки террас. Форма таких долин симметричная. Асимметрия склонов бывает редко. Она связана с неравномерностью прогрева солнечными лучами склонов в областях с резким перепадом температур и неравномерностью протекания физического выветривания. Такие профили долин характерны для областей тектонических поднятий и с иными условиями резкого изменения положения базиса эрозии. Им присуще не выработанные продольные профиля тальвегов.

Параболические или U-образные поперечные профиля речных долин присущ троговым долинам районов древнего оледенения, когда V-образный профиль преобразуется в U-образный под воздействием текучих ледяных масс. Долины данного морфологического типа характеризуют также условия, когда русло реки зажато с обеих сторон шлейфами подножий осыпных, дефлюкционных и конжелифлюкционных, оплывных накоплений, или когда текучие грунты со склонов выполняют всю долину низкого порядка.

Трапециевидный или ящикообразный тип долин характерен как для равнинных, так и для горных рек. Выровненность днища определяется накоплением значительных мощностей аллювиальных отложений. Склоны таких долин часто террасированы. Такой профиль возникает в условиях, когда осадков обломочного материала в долину поступает больше, чем река успевает вынести. Они характеризуют импульсы пректращения или резкого замедления новейших тектонических процессов, резкого сброса в долину склоновых масс, прохода селевых потоков или резкого спуска приледниковых озер. Ящикообразный тип лолин с широким цокольным днищем и отвесными эрозионными склонами характеризует антецидентные участки долин, когда скорость эрозионных процессов больше скорости тектонических поднятий. Долины такого типа характерны для аридных зон гор Центральной Азии, в местах где они пересекают форбнрги.

Желобовидный или корытообразный поперечный профиль характерен для долин ходмогорий, плоскогорий и низкогорных геоморфологических ландшафтов в области сочленения долин с приморскими равнинами. Им характерен развитый спектр террас: цокольных высоких и аккумулятивных низких. Приуроченность террас то к одному, то к противоположному борту делают такие долины асимметричными – один борт круче противоположного. Эрозионные склоны в пределах холмогорий пологие, мягких очертаний – 10-15°. В низкогорных ландшафтах они круче –15-25°. Причём, корытообразные долины низкогорий вложены часто в днища планиморфных позднемезозойских и раннекайнозойских депрессий или древних долин. Примером таковых могут считаться бассейн рек Партизанская, Литовка, Волчанка и др. залива Петра Великого Приморского Края РФ.

Планиморфные долины характеризуются неясной морфологической выраженностью границ. Плоское днище со слабовыраженной поймой и меандрирующей в ней малой рекой плавно переходит в очень пологий прямой склон, плавно-выпукло переходящий в субгоризонтальную поверхность водораздельного плато. Такая долина может быть и с асимметричным профилем. Но чаще всего такие долины симметричные и характерны для структурных плато Северо-Запада России. Морфотипом такого строения долины является р. Саблинка в пределах Ордовикского плато.

У крупных рек русло дробится на множество рукавов без четко обозначенного главного русла. В паводок все днище такой долины заполняется водой. Таким профилем обладают реки межгорных котловин – долины рек Чары, Унды в Забайкалье, Баргузина, Верхней Ангары в Прибайкалье и Забайкалье.

Продольные профиля рек очень чутко отображают эндогенную геодинамику региона, проявляющуюся через особенности эрозионно-аккумулятивной деятельности рек. В результате коллективного творчества большого количества ученых разных стран в этой области Н.И.Маккавеевым в 1955 году было сформулировано положение о “выработанном профиле” рек, отображающем установившиеся соотношения между уклонами и транспортирующей способностью потока. Такой профиль принимается за идеализированный профиль равновесия. Но на практике такие профиля встречаются редко и чаще всего характеризуют лишь отдельные участки речных долин. Поэтому, исследуя формирование продольного профиля речной долины, приходится выяснять причины и время проявления на нем каждого уступа, изменения в уклоне и т.д. Это особенно важно, так как с указанными чертами связаны особенности строения и динамики русловых аллювиальных отложений, морфологии поперечного строения долин, зазоронение или размыв россыпных полезных ископаемых.

Выпуклые и вогнутые перегибы продольных профилей связаны с активизацией на них эрозионно-аккумулятивных процессов под воздействием меняющихся физических свойств размываемых горных пород, активных разломов, селевых, обвальных, оползневых и вулканических подпруд.

Важнейшим фактором регионального изменения условий, влияющих на изменение динамики вырабатывания профиля равновесия, является “волны регрессивной эрозии”, представления о которых были сформулированы Ю.А.Скворцовым в 1934 году. Принципиальная схема развития террас, отображающих волны регрессивной энергии отображена на рис. 45. На нем видно, что перегибы в продольном профиле связаны с пределами волны регрессивной эрозии в днище долины. Поэтому в среднем течении и в верховьях долины наблюдаются выположенные участки, представляющие собой реликтовые днища долин. Препятствия, встречаемые рекой при развитии своей долины, могут возникать независимо от происхождения долин. Соотношения диссимметрии процессов выше и ниже препятствия показаны на схеме (Рис.46). С внешней стороны пермычки, в которой формируется каньон прорыва, наблюдается эрозионное углубление в коренном ложе, где скапливаются фангломераты часто с шаровидной окатанностью обломочного материала (Рис.47). С внутренней стороны перемычки продольный профиль всегда более пологий в связи с подпруживающим эффектом плотины. При этом в основании разреза подпруженного участка на аллювиальных базальных конгломератах, образованных до подпруживания, слои залегают субгоризонтально и могут быть представлены озерной фацией супесей или илов. После вывполнения ими подпрудного водоема здесь формируется расширение долины в результате активизации боковой эрозии. В условиях Арктики и субарктики в таких местах формируются наледи и многорукавные наледные поляны низких пойм. Принципиальный разрез наледи в таких динамических условиях показан на Рис.48.

Выпуклые (часто многоступенчатые) и вогнутые перегибы дна долин являются местными базисами эрозии. Они препятствуют проникновению снизу вверх по долине волн регрессивной эрозии. Но это не означает прекращения глубинной эрозии в самом русле, которая может наблюдаться в разных зонах гидрографической сети.

Для сравнения взаиморасположения продольных профилей рек одного порядка существует два эффективных метода. Первый связан с совмещением кривых продольных профилей рек в единой системе координат. Он широко известен и им пользуются все, кто занимается сравнительным анализом новейшей тектоники смежных регионов. Второй метод, предложенный Д.А.Тимофеевым, предусматривает табличную форму сопоставления по градиенту уклонов, разбивая единый профиль на 4 равные доли по длине (Рис.49).

Плановый рисунок речных долин, как и профиля рек адекватно отображают динамические характеристики рельефообразования. Если формы долин и строение русел больше связаны с гидродинамическими особенностями потока, составом и балансом аллювиальных отложений, то плановая конфигурация долин обусловлена структурно-геоморфологическим строением территории и трещиноватостью горных пород. Выделяется множество вариантов такого отражения, которые можно сгруппировать, освещённого нами раньше в разделе «морфотектоника».

Динамические стадии развития речных долин зависят от направленности экзодинамических процессов, среди которых различаются три состояния земной поверхности: 1) глубинной эрозии, влекущей за собой углубление долин или их частей; 2) выполнения долин рыхлыми осадками и 3) равновесное. Эти состояния В.В.Ламакин в 1948 году предложил называть экзодинамическими фазами земной поверхности, которые адекватно отображаются и в динамических фазах поверхностных отложений вообще и аллювия рек в частности. Экзодинамические стадии развития поверхности не надо путать с эндодинамическими фазами развития земной коры, зависящие только от тектонических движений земной коры, в то время как первые могут и не иметь с ними прямой связи и зависеть от климатической ритмики.

Анализ общих свойств речных долин и аллювиальных отложений, их структурно-текстурных особенностей позволяет прийти к нижеследующим выводам.

1. Речные долины, в зависимости от динамических фаз, различаются по величине развития поймы, по ее внутреннему строению, характеру сочленения со склонами долины и по положению подошвы базального аллювия каждого цикла развития речного русла.

2. Свойства аллювиальных отложений, зависящие от динамических фаз, заключаются в характере залегания и сортировки, различных количественных соотношениях крупного и мелкого обломочного материала в общем балансе вещества, переносимого и откладываемого рекой на том или ином участке долины.

Эти свойства долин и коррелятных аллювиальных отложений закономерно изменяются, в зависимости от геологической работы рек, могут служить признаками для выявления общего динамического состояния речных систем. Аллювий, залегающий на участках с преобладанием глубинной эрозией, только выстилает систематически углубляющееся дно реки. Такой аллювий называется выстилающим или инстративным и представлен преимущественно фацией руслового грубообломочного аллювия или базального конгломерата с полным или частичным отсутствием пойменной фации (Рис. 50).

В противоположность эрозионным участкам, где аллювий находится в состоянии транзита, на аккумулятивных участках он находится в состоянии отложения и накопления. Такой аллювий обеднён крупнообломочным материалом и представлен мелкообломочными гравийно-песчаными разностями. Происходит процесс систематического настилания все новых порций отложений. Аллювий такой фазы называется настилаемым или констративным. (Рис.51).

Между инстративной и перстративной динамическими фазами, отличающимися противоположными тенденциями рельефообразования, характерна промежуточная динамическая стадия. Она, как и две предыдущие, может быть характерна как для всего бассейна (региона) вцелом, так и составлять лишь среднюю часть между зоной врезания и аккумуляции. Процесс перехода развивается постепенно. Между участком вреза и прогибания происходит перенос аллювия. Эти расстояния могут быть значительными. Здесь пойменная фация и русловая перестилаются на одном уровне. Такая фаза называется перестелаемой или перстративной. Аллювий этой фазы содержит равные доли крупного и мелкого материала. В строении перстративного аллювия могут в одном горизонте сочетаться стрежневая и пойменная фации. Преимущественное развитие здесь приобретает береговая фация. Постель аллювия на персиративном участке располагается на уровне дна реки или варьирует относительно него в небольших пределах (Рис.52).

Пролювиальный рельефообоазующий процесс как самостоятельный морфодинамический тип был впервые предложен А.П.Павловым в 1903 году и определён как отложения конусов выноса предгорий, вынесенные временными водотоками. В современном понимании пролювиальный процесс рассматривается шире. В это понятие входит, как образование форм классического пролювия, так и форм рельефа, создаваемых временными водотоками, независимо от природных зон.

Областью развития классического пролювия является предгорные зоны районов с аридным климатом. В безлесных районах гор огромное количество рыхлого материала, перемещённого склоновыми процессами в донную часть сухих в большую часть года долин, в кратковременные периоды бурного выпадения дождей перемещают этот материал по узким горным ущельям. При выносе его на равнинную часть предгорий материал сгружается в виде гигантских конусов выноса, называемых также сухими дельтами. Соединяясь вместе, конуса образуют волнистые по простиранию косые равнины. В состав отложений таких равнин входят грубообломочные полуокатанные щебнисто-хрящеватые глыбово-валунные отложения. В ископаемом состоянии они сцементированы известковистым и железистым цементом и называются молассами.

В горных областях с аридным климатом, где нет растительности, а на склонах преобладает физическое выветривания голых склонов в состав днища долин перегружаются осыпными и обвальными отложениями. Во время ливневых дождей возникают водо-каменные потоки. Они выносят из долин весь этот материал в виде водо-каменных лавин, напоминающих сель. От классического селя их отличает обилие песчаной и дефицит глинистой составляющих. Они слишком жидкие и потому более стремительные. В водопесчаено-супесчаной массе практически во взвешенном состоянии переносятся гигантские глыбы и валуны, достигающие 2-3 м в поперечнике. Обладая гигантской скоростью и массой, эти потоки сдирают все рыхлые накопления долин, включая галечный и валунный материал речных террас. Все это перемешивается и отлагается как своеобразная субфация в педелах пролювиального шлейфа подножья. Свежие отложения потоков, выйдя на просторы предгорной зоны, часто напоминают конечно-моренные валы, не являясь таковыми..

Обломочный материал пролювиальных сухих дельт по поверхности конуса выноса располагается зонально. Голову конуса образуют наиболее грубые и тяжелые обломки горных пород, в средней части валунно-обломочный материал, сцементированный песчано-суглинистым материалом. А на периферии конуса во временных водоемах отлагается мелкозем с обилием глинистой фракции. Многократное повторение порциальных потоковых выносов приводит к образованию обширного плоского наносного конуса, который называется сухой, субаэральной или континентальной дельтой. Мощность таких отложений в преднороной зоне может достигать нескольких сотен метров.

В Монгольском и Гобийском Алтае, вокруг Таримской плиты, где предгорья не имеют предгорных прогибов по всему периметру предгорий, шлейфы из таких конусов выноса образуют предгорную оторочку, имеющую несколько десятков километров в ширину при огромной мощности накоплений. Угол наклона таких поверхностей не превыет 3-5°. В непосредственной близости от склона горного хребта углы падения поверхности возрастают до 5-7°.Вся поверхность шдейфа преобретает слабовогнутый профиль. В некоторых местах (Гобийский Алтай) головная часть предгорных шлейфов располагается выше соседних горных хребтов. Площади таких предгорных пролювиальных равнин соизмеримые с площадью самих горных хребтов. Образования такого типа получили название бэли. В разрезах этих комплексов наблюдается серийная слоистость, образованная чередованием пачек дресвяно-песчано-супесчаных, щебнисто-супесчаных и глыбово-щебнисто-супесчаных отложений, сцементированных известковистым или железистым цементом. Чередование грубых и менее грубых пластов имеют перекрестную слоистость, чем-то похожую на эоловую, только размеры пачек много больше. Поверхность бэлей имеет вид сплетения множества русел и напоминает арабские орнаменты (Рис.53)

В предгорной зоне с явно выраженным предгорным прогибом или в пределах межгорной впадины формы сухих дельт могут свидетельствовать о тектоническом режиме предгорной зоны. Если дельты вытянуты вдоль своей длинной оси, направленной по нормали к фасу гор, то это обстоятельство свидетельствует о превышении поднятий в предгорной зоне над скоростью развития дельты. Если дельты имеют форму в плане симметричного веера, стремящегося к форме полукружья, то скорости развития соседствующих сторон сбалансированы. Когда же форма дельты приобретает форму эллипса с длинной осью, расположенной параллельно фасу горного хребта, это означает, что у подножья склона гор в пределах предгорной зоны происходит рост прогиба, с большей скоростью, чем его компенсация пролювиальными процессами. (Рис.54)

В аридных зонах Центральной Азии, несмотря на селевую опасность, конусы выноса временных водотоков часто используются людьми для устройства поселений и земледелия.

К процессам не классического пролювия относятся временные водотоки на равнинах. Их характеризует ряд флювиальных форм рельефа: а ) эрозионные борозды, б) эрозионные рытвины (промоины), в) лощины, г)овраги и д) балки.

Эрозионные борозды образуются ниже по склону форм плоскостного сноса при увеличении его крутизны. Они образуются, когда отдельные мелкие струйки дождевой или талой воды сливаются в более крупные струи, способные производить заметную эрозионную работу и формировать устойчивое в плане русла. Глубина и ширина эрозионных борозд не превышает десятков сантиметров. Их в изобилии можно наблюдать на склонах со слабым дерновым покровом в период весеннего снеготаяния. Это, как правило, формы с коротким сроком существования. После прекращения стока воды они быстро "зарубцовываются", теряют свою морфологическую выраженность, и в следующем году борозды зачастую возникают на новом месте. В случае концентрации в эрозионной борозде более мощных струй воды эрозионный процесс, спустя некоторое время, приводит к образованию промоины. Глубина и ширина промоин исчисляется первыми метрами, длина – десятками метров. Раз возникнув, эрозионные рытвины-промоины долгое время сохраняются на склоне, регулярно собирая сток дождевых и талых вод. Эрозионные борозды и промоины являются формами, подчинёнными склону. Их продольный профиль в целом параллелен продольному профилю склона Особенно легко подвержены эрозии склоны, распаханные и с разреженным растительным покровом. Именно на таких склонах процесс временного морфогенеза может развиваться дальше и промоины постепенно превращаются в овраги. Глубина и ширина оврагов составляет часто десятки метров, длина – от сотен метров до первых километров. Типичным является V-образный поперечный профиль, иногда с узким (первые метры) плоским дном.

Продольный профиль оврага отличен от продольного профиля склона, в который он врезан. Это уже самостоятельная и весьма активная эрозионная форма. Овраги быстро растут, удлиняясь вверх по склону вглубь междуречий в результате регрессивной эрозии. Скорость овражной эрозии в степных районах достигает в среднем первых метров в год. На междуречьях вершины оврагов иногда связаны с лощинами – неглубокими (первые метры) линейными понижениями с пологими задернованными склонами. Вершина оврага на склоне может иметь вид отвесного уступа или соединяться с водосборным углублением, имеющим в плане часто округлую или округло-лопастную форму. Удлиненная форма лощин с выположенными склонами называется еланью.

Стадия оврагообразования – относительно короткая. По мере удлинения оврага и выработки его продольного профиля уклоны тальвега [6] уменьшаются и, соответственно, ослабевает глубинная эрозия. Водосборный бассейн оврага также часто ограничен соседством с другими оврагами на этом же склоне. В результате дно оврага расширяется за счёт продолжающейся боковой эрозии. Склоны постепенно становятся более пологими и закрепляются растительностью. Овраг, достигая зеркала грунтовыз вод, преобразуется в балку

В дальнейшем, в связи с понижением базиса эрозии, на широком пологом днище балки и на её склонах может развиться новая овражная сеть, и весь цикл повторится. Если на дне оврага появляется постоянный водоток, развитие балки может пойти в направлении формирования речной долины (Таким образом, овраг, балка и речная долина являются тесно взаимосвязанными. В условиях разреженности, отсутствия сильно сдерживающей эрозию лесной растительности или после ее сведения может образовываться долинно-балочный и овражно-балочный эрозионный рельеф. Современное оврагообразование в степной и лесостепной зонах провоцируется длительным и интенсивным сельскохозяйственным освоением.

Свои отличительные особенности имеет деятельность временных водотоков в горах вне аридных зон. Они обладают большими уклонами и на протяжённых горных склонах способны осуществлять очень значительную работу по разрушению склонов и перемещению материала. Особенно велика рельефообразующая роль временных водотоков в горных странах с континентальным климатом. Здесь на склонах большую часть года активно, наряду с химическим, протекает и физическое выветривание, приводящее к появлению большого количества рыхлого материала. В сезон дождей или интенсивного весеннего снеготаяния образовавшимися мощными водными потоками продукты выветривания смываются вниз в виде грязекаменных потоков или селей. Сели движутся лавинообразно со скоростью часто более 10м/с. Отдельные обломки весят до сотен тонн, а объёмы единовременных выбросов достигают сотен тысяч и миллионов кубических метров. Это очень опасное природное явление, ежегодно стирающее с лица Земли целые посёлки. Борьба с селями крайне затруднительна по причине непостоянства их силы, объемов перемещаюшегося материала в горах, других случайных процессов (землетрясений, лесных пожаров, вырубок, нарушений динамического режима на склонах при прокладке дорог и др.). Как и снежные лавины, грязекаменные потоки придерживаются одних и тех же путей схода. Вырвавшись из узкой горной долины, сель растекается у подножья склона, образуя селевый конус выноса. Такие конусы выноса заметно отличаются от осыпных аналогов: они более пологие и более продвинуты в пределы области аккумуляции. Селевые конусы занимают большую площадь и имеют иное строение, чем водокаменные потоки аридных зон. Крупность обломков убывает от вершины к периферии конуса. В результате резкого падения скорости потока в предгорной зоне самый крупный материал отлагается сразу у подножья, а более мелкий уносится дальше. Селевые конусы выноса нарастают год от года, пока в данном месте не затухнет селевый режим. Селевые конусы выноса, также как и конусы выноса других временных водотоков (в т.ч. оврагов), сложены грубообломочным не окатанным материалом, который тоже называется в научной литературе пролювием.

Пролювий как фациальную разновидность водных потоков отличает от аллювия гораздо худшая сортированность, слабая окатанность материала по причине кратковременности его обработки в более динамичной водной среде. Кроме того, в пролювии наблюдается гораздо больше крупных обломков и глыб, чем это имеется в аллювии.