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 20-35^о. 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.