6 years ago
No comment

Sorry, this entry is only available in
Russian
На жаль, цей запис доступний тільки на
Russian.
К сожалению, эта запись доступна только на
Russian.

For the sake of viewer convenience, the content is shown below in the alternative language. You may click the link to switch the active language.

Рассмотрим более подробно некоторые процессы, происходящие    на склонах,    и их морфологические    результаты.

Обвальные склоны. Обвалом называется процесс отрыва от основной массы горной породы крупных глыб и последующего их перемещения вниз по склону. Образованию обвала предшествует возникновение трещины или системы трещин, по которым затем происходят отрыв и обрушение блока породы. Морфологическим результатом обвалов является образованиестенок (плоскостей) срыва и ниш. в верхних частях склонов и накопление продуктов обрушения у их подножий.

Стенки срыва — довольно ровные поверхности, часто совпада­ющие с плоскостями разломов и границами пластов. Они наблюдаются на склонах крутизной 35—40° и более. Нишиформируют­ся на более крутых склонах. Крутизна их стенок достигает 90°, иногда ниши ограничены нависающими карнизами.

Для аккумулятивной части обвального склона характерен беспорядочный холмистый рельеф с высотой холмов от нескольких метров до 30 м, реже больше. Обвальные отложения сложены крупнообломочным материалом. Размер обломков колеблется от десятков сантиметров до десятков метров.

Обвалы наблюдаются как в горах, так и на равнинах. Наиболее грандиозны обвалы в горах. Так, при обвале в долине реки Мургаб (Западный Памир, 1911) объем обрушившейся породы составил более 2 км3, а ее масса — около 7 млрд. т. Если сравнить эту массу с твердым стоком Волги (около 25 млн. т/год), то по масштабам рельефообразующего процесса обвал в долине Мургаба эквивалентен объему материала, вынесенному Волгой за 280 лет. Еще более грандиозные по масштабам обвалы наблю­дались в Альпах. По данным А. Герхарда, объем наиболее круп­ного из них составил около 15 км3, а площадь, занятая обваль­ными массами, — 49 км2.

Обвалы в горах часто приводят к перегораживанию речных долин и образованию озер. Таково происхождение озера Рица на Кавказе, озера Иссык и Заилийском Алатау, Сарезского — на Па­мире и множества других в любом высокогорном районе мира. Крупные обвальные массы распадаются на множество облом­ков разных размеров, движутся вниз по склону, откладываются у подножья склона или по инерции продолжают перемещаться по дну долины. Известны случаи, когда обвальные массы продвига­лись по крутым уклонам узких горных долин на расстояние 7— 12 км. При движении вдоль долин каменные потоки значительно изменяют поверхность склонов долин. По данным С. Н. Матвеева, поток скалистых обломков в одной из альпийских долин выра­ботал борозду глубиной 6—10 м при ширине 10—20 м.

Обвалы небольших масс породы, состоящей из обломков раз­мером не более 1 м3, называют камнепадами. Обвалы и камнепа­ды вместе с осыпями и лавинами осуществляют едва ли не основную работу по денудации склонов гор. По данным М. И. Ивероновой, скорость денудации в Тянь-Шане только за счет камне­падов составляет 0,17 мм/год.

Осыпные склоны. Образование осыпей связано преимуществен­но с физическим выветриванием. Наиболее типичные осыпи на­блюдаются на склонах, сложенных мергелями или глинистыми сланцами. У классически выраженной осыпи различают осыпной склон, осыпной лоток и конус осыпи. Осыпной склон сложен обна­женной породой, подвергающейся физическому выветриванию. Продукты выветривания — щебень, дресва, перемещаясь вниз по склону, оказывают механическое воздействие на поверхность скло­на и вырабатывают    в нем желоба —осыпные лотки    глубиной 1—2 м при ширине в несколько метров. В нижних частях денуда­ционных участков склонов желоба объединяются в более крупные ложбины, ширина которых может достигать десятков метров. Та­лые и дождевые воды еще более углубляют желоба, расчленяют денудационную часть склонов, бровка склона становится фестон­чатой (рис. 40). Иногда рельеф денудационной части осыпных склонов оказывается очень сложным, образованным системой ба­шен, колонн и т. п.

Осыпные склоны

Осыпные склоны

Движение обломков на осыпных склонах продолжается до тех пор, пока уклон поверхности не станет меньше угла естествен­ного откоса. С этого момента начинается аккумуляция обломков, формируется конус осыпи. Осыпные конусы могут сливаться друг с другом. К ним примешивается грубообломочный обвальный ма­териал. В конце концов у подножья склона образуется сплошной шлейф из крупных и мелких обломков породы. Формируются от­ложения, которые называют коллювиальными или просто коллювием (colluvio — скопление). Коллювий отличается плохой сорти­ровкой материала. Одна из особенностей строения коллювиальных отложений заключается в том, что наиболее крупные обломки продвигаются дальше всего по аккумулятивной части осыпного склона и слагают подножье осыпей.

В образовании обвалов и осыпей принимает участие вода. Дождевые и талые воды разрабатывают трещины, по которым происходит срыв обвально-осыпных масс, способствуют разруше­нию породы при замерзании в трещинах. Разрушение усиливается и за счет изменения объема породы при увлажнении и высыхании. При сильных ливнях стекающие по склону осыпей потоки воды подхватывают и приводят в движение не только мелкие частицы, но и дресву, мелкий щебень. Возникает грязекаменная масса — микросель. При незначительном изменении уклона микросель от­лагает несомый материал в виде небольшого «языка» с расширен­ной и утолщенной частью в основании. Такие как бы застывшие в своем движении «потоки» нередко можно видеть в нижних частях и у подножья осыпей сразу после ливня. В этом процессе пример­но равное участие принимают гравитация и вода.

Лавинные склоны. Скользящие и низвергающиеся вниз со склона снежные массы называют лавиной. Лавины — характерная особенность горных склонов, на которых образуется устойчивый снежный покров. В зависимости от характера движения снега по склонам Г. К. Тушинский выделяет три типа лавин: осовы, лотко­вые и прыгающие.

Осовами называют соскользнувший широким фронтом снег (вне строго фиксированных русл). При осовах в движение во­влекается слой снега толщиной 30—40 см. Геоморфологическая роль такого типа лавин незначительна. Лишь иногда у подножья склонов формируются небольшие гряды, состоящие из материала, захваченного осовом со склона.

Лотковые лавины движутся по строго фиксированным руслам, заложенным часто временными водотоками. У лотковых лавин, как правило, хорошо выражены лавиносборные понижения, лотки, по которым движется снежная масса, и конусы выноса. Лавино-сборными понижениями служат отмершие ледниковые кары или эрозионно-денудационные водосборные воронки.

Лавинные лотки — это крутостенные врезы с отшлифованными склонами, обычно лишенными растительности. В поперечном сече­нии они имеют нередко корытообразную форму. Продольный про­филь лотков может быть ровным или с уклонами различной вели­чины. Лавинные лотки хорошо опознаются на местности и деши­фрируются на аэрофотоснимках по ряду косвенных признаков: по «лавинным прочесам», т. е. полосам, лишенным древесной рас­тительности, изменению характера растительности и т. д.

Конусы выноса лавин состоят из снега, перемешанного с обло­мочным материалом. Обломочный материал, вытаивающий из ла­винного снега и скапливающийся из года в год у основания лавинных лотков, образует своеобразную рыхлую толщу, которую часто называют лавинным «мусором». Лавинные конусы выноса состоят из несортированного обломочного материала и большого количества органических остатков — обломков деревьев, дерна и т. д. Поверхность лавинных конусов выноса из-за неравномер­ного содержания обломочного материала в снежной массе лавины неровная, бугристая.

При движении лавин по ровной или слегка наклонной поверх­ности дна долин иногда происходит выпахивание аллювия. В ре­зультате создаются гряды, похожие на снежные валы, образую­щиеся после прохода снегоочистительного клина. В зависимости от мощности аллювия высота гряд может колебаться от 10 см до 5 м. За счет выброса аллювия сошедшей со склона лавиной на противоположном берегу реки могут образоваться бугры высотой 2—3 м.

К прыгающим лавинам относят лотковые лавины, продольный профиль которых характеризуется наличием отвесных участков. Морфологические признаки прыгающих лавин мало отличаются от лотковых.

Рельефообразующая роль лавин определяется их размером и частотой схода. Размер и частота схода, в свою очередь, зависят от размера лавиносборных понижений, длины и крутизны склонов, количества выпадающих осадков, а также погодных условий в мо­мент схода лавин. Сухой и мокрый снег лавин по-разному воздей­ствуют на подстилающее ложе.

Оползневые склоны. В отличие от рассмотренных выше про­цессов при оползании происходит перемещение монолитного блока породы. Процессы оползания всегда гидрогеологически обусловле­ны. Они возникают в случае, если водопроницаемые породы под­стилаются  горизонтом  водоупорных  пород,    чаще    всего    глин. Образованию оползней особенно благоприятствует такое залега­ние пород, при котором падение кровли водоупорных пород совпадает с направлением уклона поверхности. Водоупорный го­ризонт при этом служитповерхностью скольжения, по которой более или менее значительный блок породы соскальзывает вниз по склону. При оползании порода частично дробится, превращает­ся в бесструктурную массу. Скопления оползневых масс у под­ножья склонов называют деляпсием. Размеры оползней сильно варьируют. Встречаются громадные оползни, захватывающие сот­ни тысяч кубических метров породы, и малые, объем которых не превышает нескольких десятков кубометров.

Оползни образуются как в горах (в областях развития слабо-сцементированных пород), так и на равнинах, где они приурочены к берегам рек, морей, озер. Возникают оползни на крутых склонах, наклон которых равен или превышает 15°. При меньших углах оползни образуются редко.

При оползании формируется определенный комплекс форм рельефа: оползневой цирк, ограниченный стенкой срыва оползня (оползневым уступом), оползневой блок, характеризующийся в боль­шинстве случаев запрокинутостью верхней площади (оползневая терраса) в сторону оползневого склона и крутым уступом, обра­щенным в сторону реки, моря или озера по направлению движения оползня. В некоторых случаях в результате деформации поверх­ностных слоев породы движущимся оползневым блоком возникает напорный оползневой вал. Такие оползни называютдетрузивными в отличие от деляпсивных, свободно соскальзывающих к урезу реки или моря. Морфологические элементы оползня показаны на рис. 41.

Оползневые склоны

Оползневые склоны

Оползни описанного типа встречаются наиболее часто. Их на­зывают блоковыми или структурными. Встречаются и другие виды оползней, например оползни-оплывины.

Оползни-оплывины — мелкие оползни, захватывающие толщи пород от 0,3 до 1,5 м. Ведущее значение в их образовании имеет увлажнение верхнего горизонта рыхлых осадков, слагающих скло­ны, иногда только почвенного слоя. Образованию оползней-оплывин способствуют также крутизна склона (15° и больше) и залегание водоносного горизонта в основании рыхлой толщи. В результате оползней-оплывин у подножья склона накапливаются массы оплывшего материала со сложным бугристым микрорелье­фом.

Для выявления оползневых склонов исключительно важное значение имеет изучение морфологии склонов. Свидетелями раз­вития на склоне оползневых процессов служат появление беспо­рядочной бугристости на поверхности и в основании склона, нали­чие террасовидных площадок, запрокинутых в сторону берега, свежих стенок срыва, замкнутых западин и других форм, чуждых обычному склону реки или берегу моря (рис. 41, Б). Следует заме­тить, что крупные оползневые тела на склонах могут быть приняты за речные, озерные или морские террасы. Это один из видов так называемых псевдотеррас. От обычных речных, озерных или морских террас оползневые псевдотеррасы отличаются более не­ровным  рельефом,  запрокинутостью  в сторону берега,  невыдержанностью по простиранию и высоте. Одним из основных отличий оползневых псевдотеррас от обычных является отсутствие на их поверхности речных, озерных или морских отложений. Строение псевдотеррас идентично строению склонов, на которых идут ополз­невые процессы.

Склоны отседания по условиям образования близки к блоковым оползням. Они развиваются на крутых склонах (не менее 15°) значительной относительной высоты. Отседание склонов возможно в кристаллических и достаточно прочных осадочных породах. Этот процесс широко распространен на Среднесибирском плос­когорье, где отседание развивается особенно интенсивно при зале­гании траппов на осадочных породах, способных к пластическим деформациям (глины, мергели, алевролиты). Пластические де­формации пород, подстилающих траппы, способствуют образова­нию в траппах все более и более расширяющихся и углубляющих­ся трещин (рис. 42). Рост трещин приводит к отделению и после­дующему дроблению (в результате обвала) отделившихся блоков. Объемы блоков могут колебаться от десятков до тысяч кубических метров. С отседанием связано распространение «рвов отседания» — глубоких (до 20 м) и широких (до100 м) трещин, идущих параллельно склону. Длина рвов отседания исчисляется сотнями метров. В плане они имеют прямолинейные или ломаные очертания.

Склон отседания

Склон отседания

В суглинках с четко выраженной вертикальной отдельностью блоки отседания, часто соскальзывая вниз, не опрокидываются, а прислоняются к «материнскому» склону. Такие формы отседания получили название «осовов».

Солифлюкционные склоны. На равнинах и в горах с сезонным промерзанием поверхностного грунта и особенно в областях с веч­ной   мерзлотой распространенным  типом   склоновых    процессов является солифлюкция. Она протекает только в так называемом деятельном слое — слое сезонного промерзания и оттаивания. На­личие на некоторой глубине водоупора  (вечномерзлого или еще не оттаявшей части сезонно-мерзлого слоя) обусловливает сильное увлажнение протаявшего слоя или его нижней части за счет со­держащегося в нем льда и фильтрации влаги сверху. В результате грунт приобретает жидко-текучую консистенцию, способность течь тонким слоем.  Солифлюкционное течение грунта  происходит на склонах разной крутизны, начиная с углов наклона 2—3°. Скорость солифлюкционного движения  измеряется  миллиметрами и даже сантиметрами    в секунду.    Преобладающие    скорости    от    3 до 10 м/год. Такую солифлюкцию называют быстрой в отличие от медленной  солифлюкции.  Мощность солифклюкционных  потоков невелика — 20—60 см. Лишь в нижней части склона, где движение солифлюкционного потока замедляется, мощность    медленно те­кущей массы может увеличиваться до метра и больше. В резуль­тате образуются натечные солифлюкционные терраски  (рис. 43), языки, фестоны (рис. 44). Ширина языков —террасок может до­стигать нескольких десятков метров. В высоких широтах соли­флюкция — один из основных поставщиков материала в долины рек и временных водотоков.

Изображение солифлюкционных террасок

Изображение солифлюкционных террасок

Склоны медленной солифлюкции. Медленная солифлюкция — движение массы грунта, обладающего вязко-текучей консистенци­ей, т. е. способностью растекаться толстым слоем.Возникает мед­ленная солифлюкция в случае, если рыхлые песчано-глинистые массы, насыщенные водой, не в состоянии длительное время сохранять уклон своей поверхности. К склонаммедленной соли­флюкции относится большинство склонов в арктических и суб­арктических районах. В умеренных широтах с гумидным климатом медленная солифлюкция наиболее характерна для нижних, лучше увлажненных частей склонов. Таким образом, склоны медленной солифлюкции широко распространены. Процессы медленной соли­флюкции могут происходить даже на пологих склонах, крутизна которых всего 3—4°.

Солифлюкционные языки

Солифлюкционные языки

Скорость движения грунта при медленной солифлюкции зави­сит от длины, крутизны и характера поверхности склонов, меха­нического состава и мощности рыхлого чехла, наличия или отсутствия подстилающих водоупорных пород. Преобладающие скорости — от нескольких сантиметров до десятков сантиметров в год.

С процессами медленной солифлюкции связаны такие формы рельефа, как солифлюкционные валы и гряды, приуроченные к основаниям увлажненных склонов, и сопряженные с ними«гофри­рованные» участки склонов — солифлюкционные покровы с харак­терными формами полосной солифлюкции, а также делли. Делли — неглубокие (0,25—0,5 м) понижения, расстояние между ко­торыми колеблется от 20 до 60 м (рис. 45). В рельефе они выражены нечетко и часто бывают заметны только благодаря изменению характера растительного покрова. В большинстве слу­чаев делли прямолинейны и в отличие от мелких эрозионных форм не ветвятся, а следуют параллельно друг другу. Возникают они на склонах крутизной от 10 до 25°.

Поперечный профиль деллей

Поперечный профиль деллей

Процессы медленной солифлюкции наблюдаются и во влажных тропических районах, где вязко-текучая консистенция грунта обу­словлена обильными атмосферными осадками в течение всего года или значительной его части. Такую солифлюкцию называют медленной «тропической» солифлюкцией. Благоприятствуют ей (кроме обилия осадков) интенсивное химическое выветривание, дающее большое количество глинистого материала, а также при­сутствие коллоидных растворов, связанных с пышным развитием растительного покрова.

Дефлюкционные склоны. Дефлюкция (лат. defluo — исте­каю)— пластичное движение в виде медленного выдавливания слабо увлажненных  грунтовых  масс  под почвенно-растительным покровом. Наблюдается преимущественно в областях гумидного климата. Смещение пород протекает со скоростью от 0,2 до 1,0 см/год на склонах крутизной от 8—10° (иногда меньше) до 35°. Дефлюкция тесно связана с другими склоновыми процессами, в частности с крипом   (англ. creep — ползти, сползать), который возникает под влиянием периодического изменения объема грун­товой массы, вызываемого колебанием температуры (температур­ный крип), попеременным промерзанием и оттаиванием (мерзлот­ный, или криогенный, крип),набуханием и усадкой глинистой, составной части при увлажнении и высыхании (гигрогенный крип), развитием и отмиранием корней растений. Крип, подобно дефлюк­ции, вызывается действием силы тяжести.

Механизм медленного массового перемещения материала внизпо склону можно рассмотреть на примере температурного крипа. Частица грунта, нагреваясь, расширяется. Находясь на наклонной поверхности, она испытывает действие силы тяжести, которая в этом случае может быть разложена на два вектора — один    на­правлен вниз по склону, второй — по нормали к поверхности скло­на. Расширяясь, частица как бы поднимается ближе к поверхности. Выведенная из состояния равновесия, она успевает переместиться на некоторое расстояние вниз по склону. При понижении темпе­ратуры частица опускается, но уже не на то место, с которого она сдвигалась при нагревании. При неоднократном нагревании части­ца, перемещаясь каждый раз на микроскопически малое расстоя­ние, очень медленно сползает вниз по склону. Механизм движения частицы за счет изменения увлажненности    в принципе    тот же, добавляется только эффект пластичности грунта. Скорость такого медленного смещения коры выветривания  (при ее глинистом или суглинистом составе) от 0,2 до 1,0 см/год. Криогенный крип про­исходит за счет изменения объема грунта при его попеременном промерзании и оттаивании. Крип распространен во всех климати­ческих зонах и в грунтах разного гранулометрического состава.

О наличии на том или ином склоне медленного движения ма­териала в результате дефлюкции и крипа можно судить по таким признакам, как «слоистость течения», обнаруживаемая на верти­кальном разрезе коры выветривания, направление «щебневых кос» в местах близкого залегания к поверхности коренных пород (рис. 46), изгибание по склону корней растений, и некоторым другим. Дефлюкционные склоны характеризуются ровной поверх­ностью и специфических морфологических черт рельефа не имеют. Поэтому задернованные или занятые лесом ровные склоны с первого взгляда могут показаться «мертвыми», неразвивающи­мися.

Строение дефлюкционного склона

Строение дефлюкционного склона

Если скорость движения превышает указанные выше пределы (что может быть при высокой степени увлажнения поверхностных слоев грунта), дефлюкционное смещение может привести к раз­рыву дернового покрова. Тогда массы движутся уже не в виде медленно сползающего сплошного слоя, а в виде прерывистого сползания отдельных блоков поверхностного слоя, напоминающего в миниатюре оползневой процесс. Эта разновидность дефлюкции называется децерацией. О существовании децерационного движе­ния можно судить по микроступенчатости  на склоне. Дерновый покров оказывается разорванным, и на вертикальных гранях сту­пенек обнажаются почва или кора выветривания.

Определенную роль при децерационных процессах играет уве­личение нагрузки на грунт, в частности выпас скота. Следует заметить, что скот не только способствует увеличению децерации, но и появлению рельефа «коровьих троп». Используя горизонталь­ные площадки микроступенек, животные протаптывают тропы. В результате на склоне образуются волнистые микротерраски, тя­нущиеся на десятки и даже сотни метров.

Курумовые склоны. Поверхности, образованные скоплением глыб размером от десятка сантиметров до 1 м и более в попереч­нике, с незаполненными мелкоземом межглыбовыми полостями, называются курумами. Курумы широко распространены в горных районах и на плоскогорьях, в строении которых участвуют скаль­ные породы. Образуются они в результате интенсивных процессов физического (главным образом, морозного) выветривания. Размер первоначальных обломков курумов зависит от свойств исходной породы. Наиболее крупные обломки (>1 м в поперечнике) воз­никают при разрушении интрузивных пород, обломки несколько меньших размеров (<1 м) — при выветривании эффузивных пород и песчаников. При выветривании сланцев образуется щебнистый материал. С. С. Воскресенский делит курумы на курумы-осыпи, возникающие как осыпь и развивающиеся потом как курумы, и «настоящие курумы», питающиеся снизу за счет разрушения подстилающих пород. Курумы встречаются и на крутых (15—35°), и на пологих склонах, и на горизонтальных поверхностях вершин и горных седловин. Границы курумов с соседними задернованны­ми склонами довольно четкие. Поверхность курумов неровная, колебание ее относительных высот зависит от размеров обломков и характера их залегания. Заглубление верхней и приподнятость нижней части курума по отношению к поверхности задернованного склона свидетельствуют о более быстром смещении материала курума вниз по склону, чем на соседнем задернованном склоне. Текстурные особенности курумовых отложений дают основание говорить о том, что материал в них движется не только вниз по склону, но и по нормали к нему, следствием чего является неплот­ная упаковка глыб, миграция крупных глыб к поверхности курума. Каменный материал курумов движется вниз по склону под дейст­вием криогенного крипа. Поэтому на пологих днищах ложбин (служащих путями стока воды), к которым приурочены курумы, каменный материал движется, как правило, быстрее, чем на кру­тых склонах.

Линейно вытянутые курумы называют каменными реками. Длина каменных рек, по данным С. С. Воскресенского, на Средне­сибирском плоскогорье достигает 500 м, а в Забайкалье и Восточ­ном Саяне превышает 1 км. Ширина их различна — от десятков до сотен метров. Скорости движения каменных рек могут достигать 1,5 м/год, чаще 0,2—0,3 м/год. «Истоками» каменных рек часто являются обширные по площади «настоящие» курумы, именуемые иногда «каменными морями».

Массовое движение грубообломочного материала на склонах широко развито в аридных и семиаридных (semi — полу-, aridus— сухой) областях, где главными действующими факторами, вызы­вающими образование обломков и движение их вниз по склону, являются температурное выветривание, сила тяжести и темпера­турный крип.

Делювиальные склоны. Склоны, на которых перемещение ма­териала вниз по склону происходит в результате стока дождевых или талых вод в виде тонких переплетающихся струек, густой сетью покрывающих всю поверхность склонов, называют делю­виальными. Энергия  («живая сила»)  таких струек очень    мала. Однако и они в состоянии проводить большую   работу,  смывая мелкие частицы продуктов выветривания    и отлагая    их у под­ножья склонов,  где формируется особый тип    континентальных отложений, называемых делювиальными или    просто   делювием (лат. deluo — смываю). Делювий чаще всего представлен суглинка­ми или супесями. Однако состав его может меняться в широких пределах в зависимости от факторов, обусловливающих делюви­альный смыв.  Делювий характеризуется отсутствием  слоистости или грубой слоистостью, параллельной склону, слабой    сортированностью слагающих его частиц, крупность которых, как правило, уменьшается по мере удаления от подошвы склона. Часто делю­виальные отложения бывают    окрашены    в различные    оттенки серого цвета. В результате делювиального смыва    уничтожается верхний, наиболее плодородный горизонт почвы, который и прида­ет сероватую окраску отложениям. Делювиальный смыв наносит большой вред почвенному покрову.

Интенсивность делювиального смыва зависит от целого ряда факторов: от крутизны, длины склона и состава слагающих его пород, режима атмосферных осадков,    интенсивности   весеннего снеготаяния, от микрорельефа и характера поверхности склонов (занят ли склон лугом, пашней или лесом). Следует отметить, что характер растительного покрова (наличие или отсутствие дернины на склоне)  более чем любой из перечисленных    выше факторов влияет на интенсивность делювиального смыва. В лесу и на по­верхностях с плотной травянистой дерниной делювиальный смыв гасится полностью, в том числе на крутых склонах. Делювиаль­ный смыв идет очень    интенсивно на пашнях    даже при    очень малых углах наклона (2—3°). Так, на Придеснинском опытно-ов­ражном участке на пашне    и на посевах    овса и кукурузы    при углах наклона 17°, интенсивности осадков 2 мм/мин и общем их количестве 120 мм (один дождь) смыв достиг 47 т/га. Рядом в тех же условиях, но на целинных участках    смыва не наблюдалось даже при углах наклона 24°.  Неправильная  распашка склонов, вырубка леса, неумеренный выпас скота резко увеличивают интен­сивность склоновой денудации.

Равномерный плоскостной смыв может быть лишь на ровных склонах. Таких «идеальных» условий в природе нет. На поверх­ности склонов всегда есть неровности, понижения различных раз­меров. Встречая на своем пути такие понижения, отдельные струйки сливаются, образуют более мощные струи. Эти струи, обладая большей «живой силой», уже используют не только имеющиеся понижения, но и начинают прокладывать свой собст­венный путь, врезаясь в поверхность склона и образуя борозды. Так на склонах начинается процесс размыва — эрозия.Часть бо­розд с течением времени превращается в промоины, а некоторые из промоин — в овраги. Переход плоскостных склоновых процес­сов в линейные наблюдается не только на делювиальных склонах. Выше говорилось о переходе «каменных морей» в «каменные ре­ки». Такой процесс наблюдается на солифлюкционных склонах, где линейность движения выражается в форме безрусельных ложбин — деллей.

На дне морей и океанов склоновые процессы имеют свою спе­цифику (см. гл. 20, разд. «Гравитационные подводные процессы»).