Рис. 106. Схема будови зсуву (за О. Павловим):
І — корінний схил; II — деляпснвна частина зсуву; III — детрузивна частина зсуву;
І — акумулятивне тіло зсуву-потоку; 2 — горб витискання; З — алювіальні відклади річкової долини; 4 — зсуви блокового типу; 5 — зсувні брекчії (брекчії тертя)
слабкодеформованому стані їх ще називають блоковими, або структурними, зсувами. Проявом початкового етапу формування значного блоку гірських порід, який надалі має зазнавати сповзання, є формування тріщин на поверхні поблизу бровки схилу, що поступово поглиблюються і зрештою відколюють блок від основного масиву порід. Таке зміщення зазвичай відбувається впродовж короткого часу — від кількох секунд до кількох хвилин.
Схили відсідання. На цих схилах від основного масиву гірських порід також відколюються великі маси порід, які певний час перебу- ; вають у майже непорушеному стані. Глибокі тріщини поблизу бровки схилу, паралельні їй, поступово відколюють значні частини межиріччя, яке прилягає до схилу. Поглиблення тріщин згодом призводить до повного відокремлення блоків порід та їхнього обвалення.
Відсідання схилів можливе також у кристалічних і досить міцних осадових породах — пісковиках, вапняках, мергелях тощо. Цей процес поширений на Середньосибірському плоскогір’ї, де відсідання особливо інтенсивно розвивається у потужних шарах базальтів, які вкривають осадові породи, здатні до пластичних деформацій (глини, мертелі, алевроліти). Деформації порід, які підстеляють трапи (базальтові покриви), зумовлюють утворення великих тріщин у базальтах паралельно до схилу (їх називають «ровами відсідання». Вони бувають завглибшки до 100 м, завдовжки — до сотень метрів та завширшки — до 20 м). У подальшому відбувається поступовий рух блоків униз по схилах, а на завершальній стадії — обвалення і дроблення блоків (рис. 107).
Рис. 107. Будова схилу відсідай- /
Н я (за с. Воскресенським):
/ — рови відсідання; 2 — вертикально тріщинуваті міцні породи;
З — породи, схильні до пластичних деформацій; 4 — щебенисто-суглин- кові схилові відклади
Відсідання відбувалося і в геологічному минулому. Зокрема, у давніх тріщинах і ровах відсідання могли закладатися невеликі річкові долини та балки в одеському Причорномор’ї.
У суглинках з виразною вертикальною окремістю, наприклад у лесових породах, поширених на території України, блоки відсідання часто ковзають униз по схилу (це нагадує зсувний процес), проте не перекидаються, а притуляються до корінного схилу. Такі форми відсідання називають «зсувами». їх часто можна спостерігати на ділянці чорноморського берега між Очаковим і Коблєвим та між Одесою і гирлом Дунаю.
Схили масового зміщення чохла пухкого матеріалу на схилах. Ці різновиди схилів характеризуються поширенням добре вивітрілого поверхневого шару гірських порід, схильного до повільного руху вниз по схилу. Хоча рух відбувається завдяки дії основного чинника — гравітації, конкретні умови перебігу такого процесу є різними, тому розрізняють схили соліфлюкції, повільної соліфлюкції та дефлюкції.
Схили соліфлюкції (від англ. soil + fluctuation — коливання, зміщення ґрунту, поверхневого шару). Цей процес поширений переважно у районах багаторічних мерзлих гірських порід, верхній шар яких достатньо вивітрілий, так званий діяльний шар, що зазнає замерзання й танення щосезону і схильний до пластичних деформацій, тобто повільного сповзання завдяки насиченню талими водами у літній час. Повільний рух діяльного шару охоплює всю його товщу — приблизно 0,3 —0,7 м. Породи, які підстеляють маси рухомого ґрунту, залишаються мерзлими і є тим ложем, по якому щосезону відбувається ритмічне сповзання (флуктуація) порід. Швидкість соліфлюкцій ного процесу становить кілька міліметрів (іноді — сантиметрів) за секунду. За сезон суцільне (зазначимо — масове, а не блокове!) зміщення порід сягає від 3 до 10 м.
Під час сповзання талого шару гірських порід на поверхні виникають і зазнають змін певні нерівності. Залежно від ухилу поверхні, його мікрорельєфу, соліфлюкція відбувається широким фронтом або окремими напрямами, що відображується у формуванні соліфлюкційних потоків (сліди спрямованого руху мас порід від верхньої до нижньої частин схилу), язиків (потоків, незначних за довжиною), терас (фрагментів горизонтальної поверхні на схилі), валів (наслідок фронтального сповзання), шлейфів біля підніжжя (наслідок нагромадження гірських порід за тривалий час сезонного спливання).
Розміри зазначених форм рельєфу не перевищують кілька десятків, іноді — кілька сотень метрів.
Схили повільної соліфлюкції. Процес руху вниз по схилу маси вивітрілих гірських порід, які мають текучу пластичність (тобто містять певну кількість води, достатню для перетворення пухких порід на в’язку або текучу масу, здатну розтікатися відносно товстим шаром), називають повільною соліфлюкцією. Якщо пухкі маси піщано-глинистого матеріалу не в змозі зберегти тривалий час ухил своєї поверхні, вони дуже повільно опливають (сповзають) до підніжжя схилу. Цей процес поширений в арктичних і субарктичних районах на ділянках, вільних від багаторічномерзлих порід, у так званих таликах. У помірних широтах з вологим кліматом повільна соліфлюкція властива нижнім, добре зволоженим частинам схилів. Цей процес може відбуватися навіть на дуже спадистих схилах з ухилами 3 — 4°.
Швидкість руху сповзаючих мас верхнього шару гірських порід залежить від довжини ухилів, характеру поверхні схилів, гранулометричного складу і товщини пухкого чохла, наявності чи відсутності водотривких порід, що підстеляють рухомі породи.
Завдяки відносній рівномірності та давності цього процесу схили повільної соліфлюкції не мають специфічних морфологічних ознак, їм здебільшого властива рівна поверхня. У цьому і полягає відмінність між повільною соліфлюкцією та власне соліфлюкцією.
Процеси повільної соліфлюкції поширені у вологих тропічних районах, де в’язкопластичний стан пухких, переважно вивітрілих порід зумовлений випаданням великої кількості атмосферних опадів упродовж року. «Повільній тропічній соліфлюкції» сприяють також інтенсивне хімічне вивітрювання, яке постачає значну кількість глинистого матеріалу та колоїдних розчинів, що сприяє інтенсивному росту рослинного покриву.
Одним із видів повільної соліфлюкції є також процес формуван- „я і розвитку курумів. Це поверхні, утворені нагромадженням брил гірських порід розміром від кількох десятків сантиметрів до З м у поперечнику, порожнини між якими не заповнені осадовими породами. Куруми поширені у гірських районах та на плоскогір’ях, до складу яких входять скельні породи. Вони трапляються на схилах різного ухилу: від 20 — 30° до кількох градусів і навіть на субгоризонталь- иих поверхнях гірських вершин і сідловин. Рух матеріалу курумів відбувається як униз по схилу, так і по нормалі до нього, внаслідок чого великі брили згодом з’являються у верхніх частинах профілю товщі курумів.
Куруми, які досягають значної довжини, називають «кам’янисти- ми ріками». Так, на Середньосибірському плоскогір’ї вони сягають 500 м, а у Забайкаллі та на Східному Саяні — 1 км (рис. 108). Швидкість руху курумів становить 2 — 3 см/рік, іноді — до 1 м/рік.
Рис. 108. Типовий курум Станового нагір'я (фото В. Стецюка)
Якщо повільна соліфлюкція відбувається внаслідок зменшення сили зчеплення між окремими часточками гірських порід завдяки воді, яка перетворює пухкі породи на в’язкопластичну масу, то рух великих брил, що складають куруми, відбувається за дещо іншим механізмом. Різкоконтинентальному клімату східної частини Північної Євразії притаманна значна амплітуда добових і особливо сезонних температур та чергування сезонів замерзання води —танення льоду. Це змушує нагромаджений кам’яний матеріал на схилах і кожну окрему брилу незначно змінювати свої розміри (збільшення об’єму під час нагрівання, зменшення — під час охолодження), внаслідок чого відбувається зміна положення окремих брил і всього масиву зокрема. Тому за таких сезонних зрушень сила гравітації спрямовує майже непомітний рух кам’яного матеріалу вниз по схилах зі швидкістю кілька міліметрів за рік.
Дефлюкційні схили. Схили, вкриті відносно значною корою вивітрювання, на якій є суцільний ґрунтово-рослинний покрив, з часом зазнають повільного, проте сталого руху вниз по схилу. Це відбувається внаслідок постійних незначних змін положення часточок, що складають кору вивітрювання (реголіт). Механізм такого переміщення, зумовлений переважно коливаннями температури і вологості виглядає так. Часточка ґрунту, тобто реголіту, нагріваючись, зазнає розширення. Якщо вона перебуває на нахиленій поверхні, на неї впливає сила гравітації, яка в цьому разі складається з двох векторів — один спрямований ио схилу, інший — по нормалі до поверхні схилу. Розширюючись, часточка ніби піднімається ближче до поверхні і, будучи виведеною зі стану рівноваги, встигає пройти деяку відстань униз по схилу. У разі зниження температури вона опускається, проте вже не на те місце, з якого зсунулася під час нагрівання. Тому, проходячи щоразу мікроскопічні відстані, часточка повільно сповзає вниз по схилу. Те саме відбувається з усіма навколишніми часточками реголіту. Механізм руху часточки за зміни вологості подібний, проте в цьому випадку додається ефект пластичності ґрунту. Переміщення ґрунту відбувається також завдяки зміні його об’єму за змінного промерзання і танення.
Описаний механізм зміщення реголіту глинистого та суглинистого складу може здійснюватися зі швидкістю від 0,2 до 1,0 см за рік. Він називається «ідефлюкція», або «кріп» (від аигл. creep — повзти, сповзати). Цей вид масового руху чохла пухкого матеріалу відбувається непомітно, однак про його існування можна судити за такою ознакою, як «шаруватість течії», тобто різна швидкість сповзання з глибиною, що виявляється у вертикальному розрізі реголіту, вигинанні вниз по схилу коренів рослин тощо (рис. 109).
Дефлюкційні схили характеризуються рівною поверхнею і специфічних морфологічних ознак рельєфу не мають, хоча загалом профіль схилів може з часом набувати слабоопуклої форми. Щоправда, на перший погляд, задерновані чи вкриті лісом дефлюкційні схили можуть видатися «мертвими», стабільними.
За значної зволоженості поверхневих шарів кори вивітрювання швидкість масового руху може перевищити вказані вище значення величин і зміщення можуть виявитися появою на поверхні тріщин розриву та подальшим сповзанням у вигляді окремих блоків. Цей вид дефлюкції називають децерацією. її наявність можна помітити за наявністю на схилі незначних за розмірами сходинок.
Делювіальні схили. Терміни змивання з поверхні, або площинне змивання — це переміщення матеріалу вниз по схилу під впливом води у вигляді тонких струмків, що зливаються між собою і вкрива-
Рис. 109. Загальні наслідки кріпу (сповзання):
1 — викривлені стовбури дерев; 2 — тріщини напруги, викривлена дорога; З — викривлені стовпи лінії електропередач; 4 — шари породи, викривлені біля поверхні; 5 — викривлені підпірні стінки; 6 — нахилений та витягнутий у боки дерев’яний паркан; 7 — нахилені надгробки
ють схил суцільним шаром. Таке переміщення може відбуватися за двома механізмами, які доповнюють один одного: під дією ударів дощових крапель (краплинна ерозія) та утворенням стоку на поверхні схилу.
Краплинна ерозія. Зазначимо, що сильна гроза і злива, яка супроводжує її, є значно ефективнішим ерозійним агентом, ніж слабкий обложний дощ, оскільки діаметр крапель у першому випадку може сягати 7 мм, а в другому — лише 0,5 —1,0 мм. Навіть на поверхні, захищеній щільним грунтово-рослинним покривом, удари крапель здатні спричинювати утворення незначних кратерів, а розбризкування часточок вивітрілих гірських порід, які щоразу поступово, від дощу до дощу, стрибкоподібно просуваються донизу та займають дедалі нижче положення. Краплинна ерозія досягає свого апогею на культивованих, нічим не захищених ґрунтах, у пустелях, де є значні оголені площі, а також на ділянках оголеного лісового ґрунту, зрошуваного дощем, коли краплі води падають з висоти 7 —10 м і їхня швидкість досягає при цьому теоретичного максимуму.
Стік по поверхні. Витрати стоку з поверхні зумовлюються насамперед функцією дощу, фільтраційною здатністю поверхневих порід (найчастіше — ґрунту) та розміщенням на схилі. Якщо породи ґрунту здатні поглинути всі опади, то стік на поверхні відсутній. Коли інтенсивність опадів перевищує максимальну швидкість фільтрації, то зайвий об’єм води стікатиме по поверхні. За результатами досліджень встановлено, що фільтраційна здатність зазвичай становить від 0 до 100 мм/год-1, тоді як інтенсивність сильних злив — 20 — 50 мм/год-1. Отже, безпосередній стік по поверхні схилів відбувається досить рідко.
За однакового надлишку об’єму опадів, які спрямовуються з усіх точок схилу, справжні витрати стоку по поверхні зростають як функція відстані від вододілу. На думку британського геоморфолога та гідролога Р. Хортона, поблизу вододілу можна розрізнити смугу відсутності ерозії, а здатність води до зміщення і перенесення часточок матеріалу збільшуватиметься від вершини схилу до його підніжжя.
Стік з поверхні і відповідно площинне змивання відбуваються тоді, коли вода стікає у виді тонкої та відносно однорідної суцільної плівки. Зрозуміло, що швидкість такого тонкого шару води буде вкрай незначною і він зможе переносити вниз по схилу лише найдрібніші часточки ґрунту. У разі збільшення витрат стік відбувається через систему неглибоких русел, при цьому здійснюється так зване струминне розмивання (рис. 110). За подальшого збільшення витрат і відповідно збільшення енергії потоків («живої сили») цей тип стоку й змивання змінюються справжньою лінійною ерозією, внаслідок якої формуються типові ерозійні форми рельєфу.
У геоморфології ще й донині не з’ясовано, чи стік із поверхні схилів ламінарний чи турбулентний і якою є частка впливу ударів дощових крапель у їхньому формуванні. Експерименти показують, що поблизу вододілу поверхневий стік має ламінарний характер (це «пояс відсутності ерозії»), пізніше, коли товщина шару води, що стікає, закономірно збільшується, стік набуває турбулентного характеру, а в межах незначних знижень поверхні схилу (у них локалізується ще більший об’єм поверхневого стоку) — набуває достатньої живої сили для здійснення лінійної ерозії. Наслідком такої зміни характеру стікання води по схилу є формування ерозійних борозен, вибоїн і потім ярів.
Поверхневий стік — важливий процес, який бере участь у формуванні схилів. Це має велике значення в аридних та напіваридних регіонах. Цьому сприяє розріджений рослинний покрив, унаслідок
Рис. 110. Парагенетичні комплекси процесів і форм рельєфу схилів
чого стік води по поверхні є відносно однорідним без будь-яких перешкод, та інтенсивні опади конвекційних злив. Для глинистих районів Колорадо встановлено річний цикл прояву поверхневого стоку і змивання. Зимові морози послаблюють поверхневу структуру порід, а навесні та на початку літа окремі часточки їх легко зміщуються під ударами дощових крапель. Опади ущільнюють поверхню, внаслідок чого посилюється вплив струминного стоку, який упродовж пізнього літа вирізає неглибокі борозни, що зберігаються до зимових морозів.
Стікання води но поверхні призводить до змивання зі схилу дрібних часточок грунту, а за його відсутності — реголіту, і до нагромадження їх біля підніжжя схилів. Тут формується особливий тип континентальних відкладів, які називають делювіальними, або просто делювієм. Найчастіше він має вигляд суглинків і супісків, проте залежно від різних чинників (крутості схилу, довжини й складу порід, виду опадів, інтенсивності сніготанення, мікрорельєфу схилу, характеру рослинного покриву та особливостей її культивування тощо) склад делювію може змінюватися у широких межах, у свою чергу, розмір часточок, які акумулюються на самому схилі, також змінюється.
Характер рослинного покриву (наявність або відсутність дернини на схилі) впливає на інтенсивність стоку з поверхні та відповідне змивання більше, ніж будь-який із зазначених вище чинників. За наявності лісу або щільного трав’янистого покриву змивання з поверхні повністю відсутнє навіть на крутих схилах. На ріллі, навіть за дуже незначних ухилів (2 — 3°), змивання відбувається досить енергійно, досягаючи іноді 40 — 50 т/га під час дощу інтенсивністю
мм/хв.
Зміна делювіального стоку по поверхні на лінійний стік відбувається не тільки на делювіальних схилах. Цей процес спостерігається на соліфлюкційних схилах, де сповзаючі маси використовують найменші зниження поверхні схилів, і на дефлюкційних, де лінійні ознаки набувають масового руху чохла пухкого матеріалу та відображені у формі улоговин, що не мають виразних знижень-русел. Такі улоговини (деллі) мають незначну глибину (0,25 — 0,5 м), відстань між якими становить 20 — 60 м. У рельєфі вони майже не відображені, тому можуть бути зафіксовані лише за змінами у характері рослинного покриву. Зазвичай деллі є прямолінійними і, на відміну від дрібних ерозійних форм, не розгалужуються, а розміщені паралельно один одному. Вони виникають на дефлюкційних схилах крутістю від 10 до 25°.
Морфологічними проявами стоку по поверхні схилів є характерці форми рельєфу. Оскільки ламінарний стік призводить до збільшення крутості схилу, а турбулентний — до зменшення, то профіль має опукло-ввігнуту форму. В опуклій частині змивання відбувається особливо інтенсивно, і там з’являються так звані плями змивання — ділянки поверхні, де стік знищує значну частину грунту і на поверхні в деяких місцях оголюється материнська порода. Нижня ввігнута частина профілю зазвичай складена делювіальним шлейфом, слабконахиленим у бік долин чи інших місцевих знижень поверхні.