РАЗВИТИЕ СКЛОНОВ. ПОНЯТИЕ О ПЕНЕПЛЕНАХ

Склоновые процессы ведут к выполаживанию склонов, к сгла­живанию рельефа, к плавным переходам от одних форм или эле­ментов форм рельефа к другим. И если какой-либо участок земной поверхности более или менее продолжительное время находится в состоянии

Рис. 45. Процесс пенепленизации по В. Девису (-4) и педипленизации — по В. Пенку (Б). Стрелками показано на­правление, в котором идет срезание междуречий; 1, 2, 3, 4, 5,6 — последовательные стадии развития пенеплена и педнплена

тектонического покоя, выполаживание образовавшихся на нем ранее эндогенных или экзогенных склонов агентами скло­новой денудации (при непременном участии выветривания) приве­дет к «съеданию», понижению междуречных (водораздельных) пространств и формированию на месте расчлененного участка зем­ной поверхности невысокой, слегка волнистой равнины, которую В. Дэвис предложил назвать пенепленом (рис. 45, А).

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

Однако, по-видимому, чаще развитие склонов и образование денудационных выровненных поверхностей происходит иным путем, путем отступания склонов параллельно самим себе (рис. 45, Б). Этот процесс называется педипленизацией, а сформировавшаяся таким образом денудационная равнина — педипленом.

Рис. 47. Педиплен с отдельными останцами {по Н. В. Башениной)

В результате поверхность коренных пород у подножья отступаю­щего склона постепенно обнажается. Так в ходе описанного про­цесса возникает наклонная выровненная поверхность, прилегающая к подножью склона, т. е. педимент (рис. 46). Формирование систе­мы педиментов в виде «предгорной лестницы» в горах впервые опи­сано В. Пенком, на равнинах — Л. Кингом.

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

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

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

Оптимальные условия для формирования пенепленов имеются на платформах со спокойным тектоническим режимом и умерен­ным гумидным климатом, например в центральной и северной частях Русской равнины, в юго-западной и центральной частях США. Для этих областей характерны длинные и пологие склоны,

Рис. 48. Педимент с останцовыми столовыми горами. Берег Кара-Богаз-Гола <по Н. И. Андрусову)

здесь зачастую очень трудно или даже невозможно отграничить склоны с преобладанием смыва или аккумуляции. В условиях бо­лее континентального гумидного климата Канады и Сибири раз­витие склонов идет по типу педиментов главным образом под воз­действием таких процессов, как дефлюкация и солифлюкация. «Умеряющее» действие на развитие склонов оказывает таежная растительность. В результате процесс педипленизации протекает медленно и в настоящее время в основном находится на стадии образования педиментов.

В условиях аридного полупустынного климата развитие склонов сначала происходит преимущественно путем отступания склонов и формирования педиментов и останцовых гор (рис. 48). Последние вообще характерны для областей педипленизации, причем далеко не всегда останцовые или «островные» горы связаны с препариров-кой более стойких пород. Сама сущность процесса педипленизации обусловливает неизбежность их образования даже при однородном геологическом строении.

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

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

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

Наконец, в условиях арктического и субарктического климата главным механизмом образования поверхностей выравнивания является, по-видимому, педипленизация. Морозное выветривание и солифлюкция, а также нивальные процессы (геоморфологическая деятельность снежников) обусловливают быстрое отступание скло­нов, образование педиментов, а затем за счет слияния последних — и педиплена. Результатом педипленизации в высоких горах Аркти­ки и Субарктики (на так называемых гольцах¹) являются «голь­цовые террасы» — площадки, выработанные в скальных породах,, нередко образующие концентрические системы на склонах гольцов. «Террасы» обычно образуются применительно к местным базисам денудации, которыми для нивальных процессов всегда служат пе­регибы склона от более крутого участка к более пологому. Здесь создаются условия для значительного накопления снега, а это бла­гоприятствует интенсивной деятельности морозного выветривания, нивальных и солифлюкционных процессов.

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

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

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

¹ Гольцы — оголенные скалистые вершины, поднимающиеся выше границы, леса и зоны альпийских лугов.

ГЛАВА 14. ФЛЮВИАЛЬНЫЕ ПРОЦЕССЫ И ФОРМЫ

Поверхностные текучие воды — один из важнейших факторов пре­образования рельефа Земли. Совокупность геоморфологических процессов, осуществляемых текучими водами, получила наименование флювиальных. Строго говоря, описанный выше делювиальный процесс так же, как и микросели, следует относить к флювиальным процессам. Поэтому следует оговориться: в данной главе термин «флювиальные процессы» мы будем употреблять в более уз­ком смысле, имея в виду те процессы и явления, которые осу­ществляются линейными потоками движущейся воды, или во­дотоками.

НЕКОТОРЫЕ ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАБОТЫ ВОДОТОКОВ

Водотоки или, как их еще можно назвать, русловые потоки, про­изводят разрушительную работу — эрозию перенос материала и его аккумуляцию и создают выработанные (эрозионные) и акку­мулятивные формы рельефа. Те и другие теснейшим образом свя­заны друг с другом, так как то, что было унесено водой в одном месте, откладывается где-либо в другом. Размыв и аккумуляция материала часто сменяют друг друга во времени и пространстве, поэтому не существует геоморфологических комплексов, где были бы развиты исключительно формы одного из этих двух генетиче­ских типов. Можно только различать области преобладающей эро­зии и преобладающей аккумуляции. Однако на суше эрозионные формы рельефа пользуются большим развитием и распространени­ем, чем аккумулятивные. Обусловлено это тем, что значительная часть обломочного материала, переносимого постоянными и вре­менными водотоками, выносится в моря и океаны и откладывается на дне, образуя толщи морских осадочных пород.

Эрозионная работа водотока осуществляется за счет живой силы потока, корразии (воздействия на дно и берега влекомыми водным потоком обломками) и химического воздействия на поро­ды, слагающие дно и берега реки.

Наибольшее значение имеет живая сила, или энергия потока, которая может быть выражена формулой

где F — энергия потока, m — масса воды, а — скорость течения.

Следует отметить, что масса воды пропорциональна расходу потока, что же касается скорости течения, то она находит выраже­ние в формуле Шези:

v-C √Pi

где С — коэффициент, зависящий от шероховатости русла, R — гид­равлический радиус (отношение площади живого сечения водотока к смоченному периметру русла), i — уклон. Таким образом, чем многоводнее поток и круче уклон, тем больше его живая сила и эродирующая способность. Однако поток будет эродировать лишь в том случае, если не вся живая сила текучей воды расходуется на перенос твердого материала и на преодоление сопротивления.

В противном случае в русле потока будет происходить аккумуля­ция.

В эрозионной работе водотоков различают донную эрозию, на­правленную на углубление (врезание) русла водотока, и боковую эрозию, ведущую к расширению вреза в стороны. В работе любого водотока почти всегда можно обнаружить признаки обоих видов эрозии. Однако интенсивность их будет меняться в зависимости от уклона русла, геологического строения территории, по которой про­текает водоток, стадии развития водотока (его возраста) и ряда других причин. Преобладание того или иного вида эрозии наклады­вает отпечаток, прежде всего на морфологию (форму) долин русло­вых потоков. Узкие, глубокие и относительно спрямленные долины свидетельствуют об интенсивном врезании текущих по ним водо­токов. Напротив, широкие, плоскодонные долины с прихотливо из­вивающимися руслами водотоков говорят о преобладании боковой эрозии.

Ширина долины водотока зависит от его величины, состава по­род, прорезаемых водотоком, уклона местности и ряда других фак­торов. Углубление русла водотока также происходит не беспредель­но. Оно ограничивается, прежде всего, уровнем водного бассейна (озера, моря), куда впадает водоток. Этот уровень называется ба­зисом эрозии. Общим базисом эрозии для русловых водотоков яв­ляется уровень Мирового океана. Наряду с ним различают мест­ные базисы эрозии, которые могут располагаться на любой высоте. Возникновение местных базисов эрозии чаще всего определяется геологическим строением ложа (русла) потока. Выходы прочных пород, пересекающих русло, неизбежно вызывают замедление вре­зания, и на каком-то отрезке времени профиль русла на участке выше этого выхода будет приспосабливаться к такому временному базису.

Поскольку уровень воды в реке является базисом эрозии впа­дающих в него притоков, то местным базисом эрозии также часто называют уровень дна долины по отношению к прилегающей по­верхности водосбора, который она дренирует.

Выше базиса эрозии водоток будет врезаться до тех пор, пока не сформирует профиль, в каждой точке которого живая сила по­тока окажется уравновешенной сопротивлением подстилающих пород размыву, и транспортирующая способность потока окажется выровненной по всей его длине. Такой профиль называется выра­ботанным продольным профилем или профилем равновесия. Иде­альный профиль равновесия (плавная вогнутая кривая, рис. 49, /), может быть выработан только при определенных условиях: 1)4гри однородном составе пород, размываемых водотоком на всем его протяжении, и 2) при постепенном увеличении количества воды по направлению от истока к устью. В природной обстановке поверх­ность, по которой течет водоток, обычно сложена породами разного состава, а, следовательно, и разной устойчивости к размыву. Поро­ды более податливые размываются легче, менее податливые за­держивают глубинную эрозию. В таком случае продольный про филь водотока приобретает вид сложной кривой, характеризующей­ся

Таким образом, в процессе врезания русла продольный профиль водотока должен про­ходить несколько стадий, а именно: стадию выработанного профиля; стадию выра­ботанного профиля; стадию предельного профиля. Под по­следним понимается такой профиль, когда в любой точке рус­ла не происходит ни врезания, ни аккумуляции, а вся энергия

порт. Это состояние теоретиче­ски может быть достигнуто каждым водотоком, однако сложность и изменчивость гео­графических и геологических условий, в которых происходит выработка русла, практически делает недостижимым такое со­стояние.

Невыработанный продольный профиль потока характеризуется наличием водопадов, порогов, быстрин.

Водопадом называют место, где ложе потока образует уступ, с которого вода падает вниз. Различают несколько видов водопа­дов: 1) ниагарский, когда масса воды низвергается широким фрон­том, а его ширина равна или больше высоты; 2) иосемитский, или каскадный — вода падает сравнительно узкой струей иногда с гро­мадной высоты (водопад Энджей в Венесуэле имеет высоту 980 м), причем струя нередко разбивается на ряд каскадов, соответствую­щих отдельным уступам; 3) карельский, или падун, — крутой (до 40°), но не отвесный участок русла (например, водопад Иматра на реке Вуоксе). Ряд уступов, образующих серию небольших водопа­дов, называют катарактами, небольшие положительные неровности русла,— порогами.

Участки русла с более крутым падением и более высокими ско­ростями течения получили название быстрин.

Генезис уступов в продольном профиле потоков может быть различным: либо они связаны с неровностями «первичного» релье­фа, генезис которых также может быть различным, либо с препа-рировкой стойких пород (в результате глубинной эрозии потока или роста тектонической структуры на его пути), либо с загро­мождением русла обвальными массами или выносами материала из боковых долин.

Характеризуя общие закономерности работы водотоков, следует сказать о регрессивной эрозии, в результате которой водотоки, заложившиеся на склонах речных долин, имеют тенденцию продви­гаться своими вершинами в глубь междуречий.

Общей особенностью эрозионной работы водотоков является ее избирательный, селективный характер. Вода при выработке русла как бы выявляет наиболее податливые для врезания участки, приспосабливаясь к выходам более легко размываемых пород или к тем участкам, где сопротивляемость пород ослаблена по тектониче­ским причинам: к осевым зонам складок, к тектоническим трещи­нам, разломам, зонам дробления пород.

Материал, полученный в результате эрозионной работы посто­янных водотоков, переносится вниз по течению. Транспортировка его осуществляется различными способами: 1) волочением облом­ков по дну, 2) переносом мелких частиц во взвешенном состоянии, 3) в растворенном виде, 4) в виде обломков, вмерзших в лед. Состав обломочного материала и его соотношение с веществами, находящимися в растворенном состоянии, зависит от характера водотока (равнинный или горный водоток), состава пород, слагаю­щих бассейн руслового потока, от климата и источника питания водотока. Несмотря на слабую минерализацию вод подавляющего числа постоянных водотоков (рек), перенос ими растворенных ве­ществ исчисляется миллионами и десятками миллионов тонн. Так, река Енисей ежегодно выносит в море 30 млн. т растворенных ве­ществ, Волга — 46,5 млн. т и т. д. Взвешенный материал переносит­ся реками также в огромном количестве. Тот же Енисей ежегодно выносит в море около 12 млн. т взвесей, Нил — 88 млн. т, Инд — 400 млн. т и т. д.

Движение донных наносов находится в строгой зависимости от скорости течения.

Максимальная масса частицы, которую может переносить поток, пропорциональна шестой степени скорости течения. Эта зависи­мость выражается формулой Эри:

где Р_т—масса частицы, А — коэффициент, зависящий от уклона дна, формы частицы, ее массы и глубины потока, v — скорость течения.

Эта зависимость дает возможность объяснить большую разницу в величине обломков, переносимых горными и равнинными реками или одной и той же рекой в межень и в половодье, когда с увели­чением массы воды увеличивается и скорость ее течения. Отложения, формируемые постоянными водными потоками (реками), называются аллювиальными или просто аллювием. Аллю­вий заметно отличается от других генетических типов континен­тальных отложений (склоновых, ледниковых и др.) прежде всего сортированностью и окатанностью обломков. Сортировка и окаты­вание обломочного материала, слагающего аллювий, происходит во время его транспортировки и начинается сразу, как только об­ломки попадают в водный поток. Окатывание обломков происходит вследствие ударов и трения их друг о друга, а также о дно и бере­га водотока. В результате неокатанные обломки становятся ока­танными: глыбы превращаются в валуны, щебень — в гальку, дре­сва— в гравий. В процессе переноса обломки не только окатывают­ся, но и истираются. Поэтому с течением времени валуны перехо­дят в гальку, галька — в гравий, гравий в песок. Следовательно, вниз по течению аллювиальные отложения становятся все более и более мелкозернистыми, если в описанный процесс не вмешива­ются посторонние факторы — поступление крупнообломочного ма­териала в результате обвалов берегов, выноса временных водото­ков и т. п. Меняется вниз по течению и состав аллювия. Происходит это вследствие того, что менее прочные минералы и породы истира­ются быстрее, чем более прочные, а также за счет воздействия воды на растворимые породы и минералы. В процессе транс­портировки происходит сортировка обломков по массе и величине.

РАБОТА ВРЕМЕННЫХ ВОДОТОКОВ

И СОЗДАВАЕМЫЕ ИМИ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА

Исходная форма временно действующих водотоков — эрозион­ная борозда, возникающая на делювиальных склонах при переходе плоскостного смыва в линейный. Глубина борозд от 3 до 30 см, ширина равна или немного превосходит глубину. Поперечный профиль эрозионных борозд имеет V-образную или ящикообразную форму. Стенки борозд крутые, часто отвесные. После прекращения стока склоны быстро выполаживаются, ширина борозд увеличива­ется. Обычно борозды, располагаясь в нескольких метрах, друг от друга, образуют разветвленные системы. Глубина и морфологиче­ская выраженность борозд вниз по склону постепенно увеличивает­ся по мере увеличения количества стекающей воды (рис. 50).

На распаханных склонах и склонах с разреженным растительным покровом борозды с течением времени превращаются в эро­зионные рытвины (промоины), глубина которых может достигать 1,0—2,0 м, ширина — 2,0—2,5 м. Склоны рытвин также характери­зуются большой крутизной, местами они отвесные, поперечный профиль их чаще всего V-образный.


Рис. 50. Генетический ряд флювиальных форм равнинных территорий: А — эрозионные борозды; Б — эрози­онные рытвины (промоины); В — ов­раги; Г—балка; Д — речная долина: ; — аллювий; 2 — балочный аллювий; 3 — обвально-осыпные образования; 4 — делювий; 5 —размеры форм; Г — тальвег временного водотока; Р — русло реки; П — пойма; НПТ - надпойменные террасы
Однако не каждая эрозионная борозда превращается в промои­ну. Для образования последней нужен более мощный водоток, а, следовательно, и большая площадь водосбора. Поэтому рытвины встречаются на склонах значительно реже эрозионных борозд и обычно отстоят друг от друга на десятки метров.

Эрозионные, борозды и рытвины в легко поддающихся размыву породах (песок, суглинок, лёсс и др.) могут образоваться в тече­ние одного ливня или за несколько дней весеннего снеготаяния.

В дальнейшем рытвины слу­жат коллектором для дождевых и талых вод. При достаточном водосборе часть рытвин, углубляясь и расширяясь в процессе вреза, постепенно превращается в ов­раги (рис. 50). Глубина овра­гов 10—20 м, но может дости­гать 80 м, ширина (от бровки до бровки) 50 и более метров. Склоны оврагов крутые, часто отвесные. Поперечный профиль оврагов V-образный. Иногда овраги характеризуются плос­ким дном, ширина которого не превышает нескольких метров. Овраг отличается от рытвины не только своими размерами, но и тем, что он имеет свой соб­ственный продольный профиль, отличный от профиля склона, который он прорезает. Про­дольный профиль рытвины, как правило, повторяет про­дольный профиль склона, хотя и в несколько сглаженном ви­де (рис. 51).

Овраг — активная эрозион­ная форма. Наиболее подвиж­ной является его вершина, которая в результате регрессив­ной (пятящейся) эрозии может выйти за пределы склона, на котором возник овраг, я про­двинуться далеко в пределы междуречий. Поэтому овраги характеризуются значительной дли­ной, исчисляемой сотнями метров и даже километрами.

Растущая вершина оврага может иметь различный вид. Часто овраг начинается сразу отвесным уступом — вершинным перепа­дом— высотой 1,0—3,0 м, со всех сторон окруженным пологонаклоненной к нему поверхностью. Иногда в вершинах оврагов на­блюдаются нечетко выраженные в рельефе понижения, имеющие в плане эллипсовидную, округлую или (часто) округло-лопастную форму. Такие формы рельефа называют водосборными понижения­ми. Иногда выше вершины оврага располагаются слабо углублен­ные (1,0—3,0 м), линейно вытянутые понижения, имеющие коры­тообразный поперечный профиль и задернованные пологие склоны, которые без четко выраженных бровок переходят в поверхность междуречий. Такие формы рельефа получили название ложбин. Заканчиваются ложбины едва заметными в рельефе безрусельными понижениями типа деллей. Их называют еще потяжинами. На топографических картах, даже крупномасштабных, потяжины, как правило, не находят отображения, но хорошо видны на крупно-

Рис. 51. Продольный профиль рытвины (А) и оврага (Б):

продольные профили рытвины и оврага

масштабных аэрофотоснимках, особенно на пашнях и участках с разреженным растительным покровом. Ложбины, с привязанными к ним потяжинами, в значительном большинстве случаев являются не следствием развития оврагов, а причиной их возникновения. Поэтому овраги, заложившиеся по ранее существовавшим эрози­онным формам, называются донными, вторичными или вложенны­ми оврагами, а возникшие на склонах речных долин и развившие­ся из более мелких эрозионных форм,— береговыми или первич­ными.

С ростом оврага в длину и выработкой продольного профиля эрозионная сила стекающей воды уменьшается. Склоны оврага выполаживаются, на них появляется растительность. Расширяется дно оврага как за счет продолжающейся боковой эрозии, так и за счет отступания склонов в результате склоновых процессов. Овраг превращается в балку. Переход оврага в балку совершается не сразу на всем его протяжении. Процесс этот начинается с нижней, наиболее древней части оврага и постепенно распространяется вверх.

В дно балки в дальнейшем может снова врезаться овраг. При неоднократном врезании донных оврагов в балке образуются пло­щадки-ступени, сложенные балочным аллювием, — балочные тер­расы.

Овражный и балочный аллювий отличается низкой степенью сортировки материала. Обычно наиболее грубый материал приурочен к нижней части разреза, более тонкий к верхней части. Однако и тот и другой отсортированы плохо, песчано-суглинистый мате­риал «засорен» щебнем и плохо окатанными валунами, слоистость грубая и не всегда четко выражена.

Выносимый из оврагов и балок материал, если он не уносится рекой, откладывается в устьях, образуя конусы выноса. Материал, слагающий конусы выноса временных водотоков, называется про­лювием. Состав пролювия зависит от характера осадков, слагаю­щих склон, прорезаемый оврагом или балкой, стадии развития оврага и характера стока дождевых и талых вод. В целом, для него характерна плохая сортировка материала, слабая окатанность обломков, уменьшение размера частиц от вершины конуса выноса к его основанию и от его осевой линии к краям.

Овражная эрозия — природное бедствие, наносящее большой ущерб народному хозяйству. Рост оврагов уменьшает площадь уго­дий, пригодных для земледелия. Известно немало примеров пре­вращения ранее богатых пахотных земель в непригодные для зем­леделия, изборожденные оврагами площади.

Скорость овражной эрозии очень большая. На Нижнем Дону, например, скорость роста оврагов составляет в среднем 1—1,5 м в год, на Ставрополье (Северный Кавказ) — до 3 м в год. Исследо­вания Б. Ф. Косова показали, что современные физико-географи­ческие условия тех районов, для которых характерна густая ов­ражная сеть (Черноземный центр европейской части СССР, Став­рополье, Приволжская возвышенность, Средний запад США и многие другие), в целом неблагоприятны для развития оврагов. Овражная эрозия здесь порождена хозяйственной деятельностью человека: интенсивной распаханностью, неправильными севообо­ротами, неумеренным выпасом скота. Нередко овраги зарождают­ся на склонах по колеям грунтовых дорог.

Следующей стадией развития эрозионных форм, создаваемых временными водотоками, является речная долина с постоянным водотоком. Все более углубляющаяся эрозионная форма может до­стигнуть уровня грунтовых вод, которые дают начало речке.

Однако в описанном генетическом ряду: эрозионная борозда — рытвина — овраг—балка — речная долина — вовсе не обязателен переход одних форм в другие или возникновение одних форм из других. Выше уже говорилось, что не каждая эрозионная борозда превращается в рытвину и не каждая рытвина — в овраг. Овраг еще в период энергичной глубинной эрозии может врезаться до уровня грунтовых вод и, минуя балочную стадию, превратиться в долину ручья с постоянным водотоком. Точно так же не каждая балка может превратиться в речную долину, и не каждая балка в своем развитии проходила овражную стадию. Так, в условиях гумидного климата на территориях, покрытых лесом, многие эро­зионные формы типа балок никогда не были оврагами и формиро­вались изначально по типу балок или ложбин.

Определенную специфику имеет деятельность временных водо­токов в горах. В горах в верховьях водотоков обычно образуются четко выраженные в рельефе водосборные воронки — углубления в виде амфитеатров, склоны которых прорезаны эрозионными бо­роздами и рытвинами, ветвящимися сверху и сходящимися к ос­нованию воронки, откуда начинается канал стока. Последний пред­ставляет собой тянущуюся вниз по склону глубокую не узкую рыт­вину овражного типа с V-образным поперечным сечением. У ниж­него конца канала стока формируется конус выноса (рис. 52). Значительная крутизна продольных профилей и большие перепады

Рис. 52. Конус выноса временного горного водотока

высот между (верховьями и устьями обусловливают интенсивную разрушительную работу временных потоков гор.

Особенно большую работу временные горные водотоки осущест­вляют в условиях жаркого и сухого климата. Здесь на склонах, лишенных растительного покрова, процессы выветривания проте­кают очень интенсивно. Этому в значительной мере способствует удаление рыхлых продуктов выветривания с крутых склонов гор.

Скопившиеся в нижних частях склонов и в понижениях про­дукты выветривания большую часть года остаются сухими. Во вре­мя сильных ливней (свойственных аридным областям) или интен­сивного весеннего снеготаяния большие массы быстро текущей с гор воды захватывают накопившиеся продукты выветривания и превращаются в грязекаменные 'потоки, называемые селями'. Сели — грозное явление природы, с которым трудно бороться даже при использовании современных технических средств. Неред­ко сели наносят большой ущерб населению, сельскохозяйственным

¹ В Альпах грязекаменные потоки называются мурами.

Угодьем, промышленным и иным объектам, расположенным в селеопасных районах.

Временные водотоки, зарождающиеся на склонах гор аридных стран, при выходе из гор образуют обширные пролювиальные рав­нины, окаймляющие подножья гор). Равнины формируются за счет слияния многочисленных конусов выноса и имеют обычно волни­стый продольный профиль (вдоль подножья гор). Состав пролювия и распределение в нем материала зависит от тех же факторов, ко­торые определяют строение конусов выноса оврагов.

Если временные горные водотоки впадают в реку, их конусы выноса способны оттеснить или даже перегородить долину реки, образовав временную плотину. Прорыв такой плотины скопившей­ся выше по течению водой может привести к возникновению селя в долине реки.

Подрезанные рекой конусы выноса временных водотоков обра­зуют в долинах горных рек псевдотеррасы, которые морфологиче­ски похожи на настоящие речные террасы. Отличаются от них строением и составом слагающего их материала. Существенной особенностью псевдотеррас является их невыдержанность по про­стиранию и значительные колебания относительных высот на ко­ротких расстояниях.

РАБОТА РЕК. РЕЧНЫЕ ДОЛИНЫ

Постоянные водотоки — реки — в процессе своей деятельности вырабатывают линейные отрицательные формы рельефа, называе­мые речными долинами. Основные элементы речной долины — рус­ло, пойма, речные террасы.

Русло реки — наиболее углубленная часть речной долины, по которой протекает речной поток в межень. Русла рек различаются по ширине и морфологии в плане. Однако в их строении имеется
и целый ряд общих черт. В русле каждой реки наблюдаются пе­рекаты и плёсы, чередование которых вдоль течения реки наруша­ет равномерность уклона речного дна. Типичный для равнинной реки перекат — большая песчаная гряда, пересекающая русло под углом 20—30° (рис. 53). Гряда асимметрична: склон ее, обращен­ный против течения, отлогий, склон, совпадающий с направлением течения,— крутой (15—30°). Крутой склон называется подвальем. Примыкающие к берегам и возвышающиеся над меженным уров­нем расширенные части гряды переката называются побочнями; тот из них, который расположен ниже по течению, называете?!
нижним побочнем, противоположный — верхним..

Глубокая часть русла у противоположного побочню берега.на­зывается плёсовой лощиной, или плёсом, а седловина между побочнями — корытом переката. Корыто переката обычно ориентировано

под углом (от 20 до 50°) к продольной оси русла, и меженный поток реки, огибая нижний побочень, переваливает на участке пе­реката от одного берега к другому. Так же ведет себя и стрежень¹ реки.

Кроме описанной простой формы переката встречаются и дру­гие, в том числе перекаты-россыпи — сплошные обмеления русла без отчетливо выраженных побочней. У меандрирующих рек², или рек с излучинами, плёсы приурочены к вогнутым участкам берега,

¹ Стрежень — линия наибольших поверхностных скоростей течения.

² Меандры (по названию извилистой реки Меандр в Малой Азии) — изгибы,
образованные рекой.

Большинство перекатов перемещается вниз по течению реки. Пе­ремещение их происходит преимущественно во время половодья со скоростью от нескольких дециметров до нескольких сотен мет­ров в год. Перемещаясь вниз по течению, побочни перекатов вызывают местный размыв

противоположного берега. У больших равнинных рек при прохождении побочня переката противополож­ный берег может отступить на 100 и белее метров.

Аллювий, слагающий перекаты, характеризуется довольно хо­рошей сортировкой и четкой косой слоистостью. Аллювий плёсов менее сортирован. В основании аллювиальных отложений плёсов часто можно наблюдать базальную (т. е. лежащую в основании аллювиальной серии отложений) фацию аллювия, представленную крупнообломочным материалом. О формировании этой фации ал­лювия несколько подробнее будет сказано ниже.

Рис. 54. Распределение плёсов и перека­тов у меандрирующих рек: а — поверхность побочней, возвышающихся над неженным уровнем воды; б — тела пере­катов; в — плёсовые лощины (густота штри­ховки пропорциональна глубине); 0, I, 2,— изобаты

Общая схема образования аккумулятивного острова такова: в стрежневой зоне реки удельный расход наносов обычно макси­мальный, и поэтому при общем замедлении скорости течения (в ре­зультате подпора или уменьшения уклона) интенсивность аккуму­ляции здесь больше, чем у берегов. На стрежне реки вырастает осерёдок — не закрепленная растительностью отмель, лишь немного поднимающаяся над уровнем межени. Появление осерёдка при­водит к разделению русла на протоки. В каждом из протокой¹ в стрежневой зоне также может образоваться осерёдок, вызывающий более дробное деление потока, и т. д. С течением времени осерёдок, покрываясь растительностью, наращивается за счет ак­кумуляции наносов полых вод и постепенно становится островом. Остров перемещается вниз по реке за счет размыва его верхней по течению части — приверха и наращивания нижней — ухвостья. В местах интенсивной аккумуляции верховья островов могут перемещаться против течения реки. Такой регрессивный рост остро­вов происходит за счет причленения к их приверхам осередков, спускающихся с вышележащего участка реки.