И.С. Белюченко
Экология Краснодарского края (Региональная экология)
Учебное пособие. – Краснодар: КубГАУ, 2010. - 356 с.
11. Стихийные явления, чрезвычайные ситуации и катастрофы
11.2. Неблагоприятные явления на суше
11.2.7. Обвалы и осыпи
В горных областях Краснодарского края широко развиты
гравитационные процессы: обвалы и осыпи. Интенсивность проявления этих
процессов, их типы и закономерности распространения определяются рядом
факторов, из которых главное значение имеют характер рельефа (его высота,
глубина расчленения, крутизна склонов), климатические условия (колебания
температуры, степень увлажнения) и их изменение во времени (смещение
перигляциальных зон в связи с развитием древнего оледенения), особенности
структуры и состава горных пород, а также производственная деятельность человека.
Обвалы и оползни нередко связаны с зонами тектонических нарушений и дробления
пород. Интенсивность проявления гравитационных процессов в каждом конкретном
случае определяется крутизной склонов и климатическими условиями. Типы
гравитационных перемещений (обваливание, осыпание, оползание) во многом зависят
от характера залегания, трещиноватости и состава горных пород. Так, с
магматическими породами (граниты, лавы), а также с массивными трещиноватыми
известняками и песчаниками связаны обвалы; сланцы большей частью склонны к
осыпанию, а пластичные глинистые породы дают начало оползаниям. Все факторы,
вызывающие проявление гравитационных процессов в условиях Кавказа, зональны,
поэтому распространение обвалов, осыпей и оползней подчинено закону высотной
поясности, связанной с климатической ландшафтной поясностью, а распределение
гравитационных явлений определяется зональностью литологических комплексов пород.
Обвалы. Область наибольшего распространения обвалов и осыпей
охватывает высокогорный и среднегорный пояса. Крупные обвалы происходят в
осевой зоне Центрального Кавказа (Главный и Боковой хребты) и на высокогорных
хребтах, где они нередко связаны с разломами. В Центральном Кавказе они
приурочены к гребневой части хребтов, сложенных гранитами и кристаллическими
сланцами, и обрывистым склонам ущелий. Срывы крупных глыб происходят здесь по
линиям тектонических разломов и зонам интенсивной трещиноватости. Обвалы часты
в Приэльбрусской области и районе Казбека, где они приурочены к молодым лавовым
покровам, расчлененным глубокими ущельями. Непосредственной причиной
образования обвалов являются землетрясения, обильные атмосферные осадки и
постепенное физическое увеличение напряжений на крутых склонах. Современные и
древние обвалы наблюдаются на известняковых хребтах – южном склоне Скалистого
хребта, на Фиште, Оштене, а также на южном склоне Северо-Западного Кавказа.
Крутые гравитационные срывы на южном эскарпе Скалистого хребта создали
мощную толщу брекчиевидных карбонатных отложений у его основания. Эти явления в
грандиозном масштабе происходили здесь в среднем плейстоцене, когда
Скалистый хребет находился в перигляциальных условиях. Современные крупные
обвалы в восточной части Скалистого хребта нередко вызваны интенсивными землетрясениями.
Современные сильные землетрясения на Северо-Западном Кавказе вызывают крупные
обвалы (обвал на хребте Ахцу в 1968 г.) и др.
Осыпи широко распространены не только в высокогорьях и среднегорьях Большого
и Малого Кавказа, но в низкогорном поясе. Они образуют мощные конусы и шлейфы у
подножия крутых склонов речных долин и скальных выходов коренных пород на
междуречьях, а иногда формируют и каменные потоки. По крупности обломочного
материала осыпи подразделяются на глыбовые, глыбово-щебенчатые, щебенчато-песчаные
и песчано- глинистые. Глыбовые осыпи формируются за счет разрушения различных
массивных пород: гранитов, кристаллических сланцев, лав, известняков,
песчаников. Глыбовые и глыбово-щебенчатые осыпи развиты в высокогорьях Большого
Кавказа, на склонах всех поперечных долин, прорезающих хребты, сложенных
карбонатными породами юры и мела. Осыпи Скалистого хребта входят в состав
перигляциальной брекчиевидной толщи и обычно закреплены растительностью.
Щебенчатые и щебенчато-песчаные осыпи формируются в среднегорьях и низкогорьях
Большого Кавказа, образуются главным образом за счет разрушения карбонатных
пород, песчаников и сланцев. В Западной части Большого Кавказа они нередко закреплены
растительностью, но в условиях засушливого климата распространены подвижные
осыпи. Песчано-глинистые (и глинистые) осыпи распространены локально в ряде
районов Кавказа. Они формируются на склонах, сложенных в основном нижне- и
среднеюрскими сланцами и песчано-глинистыми отложениями. На южном склоне
Водораздельного хребта эти осыпи встречаются в водосборных воронках верховий
рек и являются очагами формирования селей.
Крионивальные формы рельефа созданы деятельностью снежников, мерзлотных
процессов и морозного выветривания; эти явления на Кавказе изучены весьма
слабо. Ряд сведений приводится в трудах по геологии и геоморфологии, имеются несколько
специальных публикаций и работы сводного характера по Кавказу в целом и Грузии
в частности (Маруашвили, 1960, 1971). Перигляциальную зону Кавказа
Л.И.Маруашвили (1971) делит на три пояса: верхний, ограниченный снизу снеговой
границей; средний, совпадающий с горно-луговым поясом; нижний (от 1900-2000 до
2400-2600 м над уровнем моря), являющийся перигляциальным поясом ледниковых
эпох плейстоцена, в котором морозно-мерзлотные образования уцелели от уничтожения
в позднем голоцене. Важнейшим фактором, влияющим на образование крионивальных
форм, являются сезонные снежники и снежники-перелетки, известные во многих
районах Большого Кавказа и в Закавказье, встречающиеся в привершинных частях
гор, обычно на большой высоте, выше 3000-3400 м, а в условиях повышенной концентрации снега - на теневых склонах ниже 2400 м. Формы рельефа, развивающиеся в зоне воздействия снежника, свидетельствуют главным образом об усилении процессов
солифлюкции и вымораживания обломков и о течении грунтов вдоль нижнего края
снежников, вызванном переувлажнением. Основное воздействие снежников на рельеф
и подстилающие грунты выражается в образовании кресловидных ниш в местах
перегибов склонов, углублении эрозионных борозд, увеличении перемещения
грунтов, формировании естественных каменных мостовых, усилении процессов формирования
некоторых видов бугристого микрорельефа. Для Кавказа наиболее характерны и
хорошо исследованы каменные россыпи и глетчеры, структурные грунты и
солифлюкционные формы.
Каменные россыпи на Большом Кавказе распространены относительно ограниченно
начиная с высот 2000-3000 м над уровнем моря; чаще они образуют сплошной плащ,
пятна различных очертаний и каменные потоки; размер слагающих россыпи обломков
в зависимости от состава породы и абсолютных высот различен – от 0,3-1,0 м в субальпийском поясе до 3-4 м в нивально-скальном. Основная масса каменных россыпей -
реликтовые образования плейстоценовых перигляциальных процессов, так как они
часто покрыты почвой, о чем свидетельствует их активное зарастание и покрытие
растительностью, и не связаны с современными областями питания; встречаются на
высотах более 1900-2000 м, имеют длину в десятки и сотни метров и разделены
задернованными участками; ширина каменных потоков до 10-15 м.
Каменные россыпи, образование которых
связано с позднеплиоценовым оледенением, распространены ограниченно и развиты
преимущественно в высокогорном поясе; на южном склоне Большого Кавказа каменные
моря и чехлы россыпей на высотах более 2700-2800 м имеют современный генезис и сформировались в послеледниковое время. Деградирующие, осваиваемые
растительностью каменные россыпи развиты ниже по склону высот 1900-2000 м, их образование относится к позднеплейстоценовому оледенению. В субнивальном (выше 3100-3200 м) поясе каменные россыпи представляют собой крупнообломочные или щебнистые скопления на уступах
или перегибах склонов, а в альпийском каменные россыпи формируют террасы или
каменные потоки. Сохранившиеся под россыпями погребенные почвы свидетельствуют
о движении обломочного материала вниз по склону. Отсутствие морфологических
признаков движения во фронтальной части россыпей и высокий процент покрытия
лишайниками доказывают их реликтовый характер. Маркировка обломков с последующей
проверкой через три года показала незначительные перемещения (до 1–2 см) лишь
двух обломков. Это показывает, что скорость перемещения обломков в россыпях
незначительна (Перов, 1977).
Каменные глетчеры широко распространены на Большом Кавказе. Так на Боковом
хребте и северном склоне Водораздельного хребта указано 229 каменных глетчеров
(Краснослободцев, 1971). Высоты, на которых встречаются каменные глетчеры,
увеличиваются с запада на восток от 2800-3100 м на Западном Кавказе до 3000-3250 м в Центральном. Основными типами каменных глетчеров являются каровые,
карово-долинные и присклоновые. Особенности их сохранности и степень задернованности
позволяют отнести каменные глетчеры к реликтовым формам, связанным со стадиями
голоценового оледенения.
Структурные грунты (полигоны, каменные многоугольники и кольца, каменные
полосы, грунтовые пятна, туфуры) связаны с мерзлотными процессами (морозобойным
растрескиванием, пучением); в верхней части среднего пояса перигляциальной зоны
встречаются отсортированные структурные грунты, а в горно-луговом поясе –
неотсортированные (Маруашвили, 1971). Современные полигоны (высота их в
поперечнике доходит до 1-4 м) развиваются в почвенном слое, сформированном в
недавнем прошлом и деградирующем в настоящее время. Каменные полигоны, кольца,
полосы, микрополигоны с перегородками из мелкого щебня имеются на южном склоне
Большого Кавказа. Каменные кольца достигают в диаметре 1-3 м. На склонах местами встречаются каменные полосы с чередованием скоплений крупных обломков и
мелкозема со щебнем. На моренах ледниковых цирков и среди каменных россыпей на
их склонах имеются каменные многоугольники, количество которых возрастает близ
снежников и ручьев, их ядра сложены суглинками с трещинами усыхания, иногда
мелким щебнем (Думитрашко, 1950).
На северном склоне Большого Кавказа
бугристый микрорельеф (туфуры, полигоны) описан А.В. Ермаковым (1958), М.
Просовой и Ю. Секыра (1960). Наибольшие размеры бугров-туфуров (до 1,4 м в поперечнике) и полигонов (до 1,7 м) характерны для альпийского пояса. Туфуры в альпийском
поясе развиты в местных понижениях. Их размеры показывают, что в процесс
пучения и криотурбаций вовлечены почвенный слой и верхняя часть материнских
пород. Ниже 3000 м многочисленны туфуры высотой 15-20 см и диаметром 1-2 м. Вниз по склону поля туфуров переходят местами в задернованные полосы,
образующие плоские ложбины и валы. В образовании туфуров большую роль играет
растительность, которая позволяет их считать фитокриогенными формами. Л.И.
Маруашвили (1971а) выделяет сплошь задернованные и «лысые» (с разрушенным
дерном на верхушках) туфуры, образующие круглые или овальные площадки.
Солифлюкционные формы. В приледниковом поясе активная солифлюкция связана
главным образом с деятельностью снежников (Рябцева, 1958), в результате которой
образуются плоско расположенные крупные обломки и микротеррасы (длиной 2-4 м, шириной 0,5-3,0 м), имеющие форму языков. Их уступы (высотой до 0, 1-0,4 м) сложены щебнем. Более крупные террасы (высота от 3-5 до 10-15 м, ширина 1-2 м, высота уступа 0,3-0,5 м) развиваются на склонах крутизной 20-35о.
Встречаются также черепицеобразная укладка обломков и следы ускоренного
движения крупных обломков в виде борозд и смятия грунта. Задернованные
солифлюкционные террасы (длиной до 12 м, шириной до 4 м, с высотой уступа до 1,3 м), иногда наследующие рельеф коренных пород, наблюдаются в нижней части
альпийского пояса, на участках усиленного увлажнения. По сравнению со свежими
солифлюкционными формами они имеют реликтовый облик, о чем свидетельствуют
также их крупные размеры, указывающие на большое воздействие мерзлоты и перигляциальных
процессов, которые, очевидно, были связаны с одной из стадий продвижения
голоценовых ледников. Медленное течение грунтов придает части склонов
альпийского пояса фестончатую поверхность. Солифлюкционный рельеф представлен
микробугристыми террасами протяженностью до 2-4 м, с высотой уступов около 30 см (Перов, 1977).
Реликтовый голоценовый солифлюкционный
рельеф (неподвижные языки и потоки, каменные россыпи) в альпийском поясе
высокогорья отмечает Б.М. Рябцева (1958б). По мнению Е.М.Щербаковой (1960),
процессы солифлюкции были широко распространены в среднегорном поясе в плейстоцене.
Кроме описанных форм, Л.И. Маруашвили (1971) также выделяет конические,
овальные и другие скопления продуктов морозного выветривания, накапливающиеся в
результате разрушения выступающих положительных форм рельефа. Материал о
крионивальных формах рельефа Кавказа, несмотря на их слабую изученность, позволяет
сделать некоторые выводы. Выделяются современные и реликтовые крионивальные
формы. К современным относятся структурные грунты, туфуры и солифлюкционные
террасы, к реликтовым - основная масса каменных россыпей и задернованные
солифлюкционные террасы. Время формирования реликтовых крионивальных форм
различно, но в основном относится к плейстоцену (Маруашвили, 1960, 1965,
1971). Ввиду того, что многие крупные формы среднеплейстоценового оледенения
(кары, троги) на северном склоне Западного и Центрального Кавказа плохо
сохранились, реликтовые крионивальные формы, по-видимому, не древнее позднего
плейстоцена. Многие небольшие каменные россыпи и потоки на Центральном Кавказе
образовались, очевидно, в период последней значительной активизации ледников
стадии Фернау.
Характер
современных крионивальных процессов существенно меняется с увеличением высоты
(Коновалов, 1935; Рябцева, 1958; Маруашвили, 1960). В альпийском поясе
формируется фитокриогенный рельеф (например, туфуры), в образовании которого
активную роль вместе с мерзлотными процессами играет растительный покров. Для
субнивальных ландшафтов характерны структурные грунты, каменные россыпи. Поведение
современных и древних крионивальных процессов в разных районах Кавказа различны:
с северо-запада на юго-восток вдоль Большого Кавказа и с севера на юг
интенсивность процессов солифлюкции уменьшается, поскольку шире распространены
бугристый микрорельеф и морозное выветривание; это явление находится в прямой
связи с увеличением в том же направлении сухости и континентальности климата.
Периоды наступания горного оледенения сопровождались увеличением плошади и
усилением интенсивности крионивальных процессов, роль которых в формировании
современного рельефа Кавказа весьма ограничена и сводится главным образом к
моделировке склонов и поверхностей, созданных эрозией и ледниками.
|