Геоморфогенез северо-восточного кавказа

Понятие «геоморфогенез» и общие процессы геоморфогенеза Северо-Восточного Кавказа

Под геоморфогенезом в литературе принимается происхождение и развитие различных форм рельефа данной поверхности под влиянием эндогенных и экзогенных факторов 27, с. 192. Касаясь указанных факторов Н. П. Неклюкова 17, с. 97 подчеркивает, что это направляется и регулируется непрерывно и повсеместно действующей на Земле силой тяжести. Далее здесь она отмечает, что процесс рельефообразования по первому фактору выражается главным образом в вертикальных движениям земной коры, сопровождающихся смешениями по линиям разломов, смещением верхних слоев в складки, изменениями лав, в результате чего возникают морфоструктурные формы рельефа.

Коснемся экзогенных процессов геоморфогенеза. Как отмечается в «Географическом энциклопедическом словаре: понятия и термины» 12, с. 340, это внешние процессы происходящие на поверхности Земли или на небольшой глубине земной коры, обусловленные энергией солнечного изучения, гравитационной силой и жизнедеятельностью организмов. Как пишет Н. П. Неклюкова 17, с. 297, факторы экзогенные непрерывно воздействуют на элементы рельефа, созданные эндогенными факторами. Их действие выражается в создании морфоскульптурных элементов рельефа. Степень и характер воздействия экзогенных факторов на поверхность зависит от старения этой поверхности, от слагающих их пород и от того какие движения и сопровождающие нарушения она испытывает.

Комплексно экзогенные процессы, на примере долины реки Акушинки Республики Дагестан рассматривает И. Г. Магомедов 24, с.31−32. К таким типам относятся: эрозийно-аккумулятивная долин, рек и ручьев, плоскостной (склонный) смыв, линейная эрозия, оплывание, оползание, селевые явления, подвижные осадки, обвалы, снежно-лавинная деятельность. Кроме того, встречаются результаты воздействия человека на природу, т. е. антропогенные: чрезмерная вырубка лесов, чрезмерный выпас скота, вытаптывание, массовое поражение вредителями (колорадский жук) и болезнями.

Основные типы экзогенных процессов, факторы их обуславливающие связанные с ними малые формы рельефа, которые наблюдались в районе реки Акушинки.

Экзогенные процессы геоморфогенеза можно делить на следующие категории: эрозионные, денудационные, аккумулятивные, экзерационные. Исходя из целей нашего исследования мы в данной работе рассмотрим первые три. И. А. Байраков, Э. Б. Болотханов, А. И. Авторханов, Х. Э. Таймасханов и И. Я. Шахтемиров 5, с.41−42 выделяются такие экзогенные процессы геоморфогенеза как эрозионно-тектонический, структурно-денудационный, денудационно-аккумулятивный, исходя принципа морфогенетической классификации, предложенной И. Н. Сафроновым 29. Указанные авторы учебного пособия по Чеченской республике к первой категории морфогенеза выключают высокогорную зону, связанную с массивами Главного Водораздельного; и Бокового хребтов. В ее строении участвуют метаморфизованные глинисто-песчанистые породы ранней и средней юры. Толща песчаников, алевролитов, глинистых сланцев, кварцитов, лотов пронизывается пластовыми жилами поржири-диабаза. Этот литолого-петрографический комплекс пород собран в сильно сжатые изоклинальные складки структурные формы типа общего смятия). Имевшая место высокая степень тектонической активности нашла отражение микроплойчатости, кливаже, будинаже и развитой сети полигенетической трещиноватости. Становление форм рельефа этой зоны проходило в условиях энергичных восходящих движений и быстрого эрозионного расчленения. Развитые здесь водораздельные гряды (части, образующие характерные контрфорсы) находятся в закономерном единстве с эрозионными долинами, борта которых, как правило, еще не осложнены склоновыми процессами. Чрезвычайно интенсивно проявляются вблизи снеговой линии нивальные процессы, ведущие к образованию узких осыпных желобов (кулуаров) и мощных осыпей, покрывающих горные склоны.

Развитое здесь оледенение можно охарактеризовать как реликтовое. Ледники относятся, главным образом, к типу висячих и каровых и заполняют воронкообразные цирки небольших размеров. Оледенением охвачены лишь наиболее высокие массивы: Тебулос-Мта, Диклос-Мта и др., несущие на себе ледово-снежные шапки. Редкие языки, берущие начало в каровых и висячих ледниках, имеют размеры 1−1,5 км, например, ледники Качу, Комито в верховьях бассейна реки Аргун.

Проблему механизации работ по защите земель предгорных и горных районов от эрозии рассматривают Д. М. Дугричилов, Н. Г. Ризаханов, С.Р. 16, с.106−107. Они здесь пишут: Горные и предгорные районы Республики Дагестан располагают большими пахотными площадями на склонах крутизной до 15−20 градусов. Такие площади занимали около 60% всей ее территории, они играют значительную роль в производстве продукции растениеводства и животноводства. Развитие новых форм хозяйствования дало толчок освоению этих склоновых участков, с использованием ручного труда и средства малой механизации. Для предотвращения процессов эрозии почвы на склонах с пологой, покатиной крутой крутизной, неровностями и изменчивым микрорельефом, а также пересеченностью как показала мировая практика, должна быть применена особая технология почвообработку посева, ухода за растениями уборки урожая. Изучив мировой опыт еще в 1963 г., специальной сессией ВАСХНИЛ было рекомендовано, что все основные виды обработки почвы, посев и уход за сельскохозяйственными культурам на горных склонах производить только поперек склона, а на двусторонних и более сложно — контурно, в направлении горизонталей. Решение проблемы механизации технологических процессов в предгорных и горных регионах связано с разработкой новых средств механизации со специальными ходовыми системами, стабилизирующим остовом и устройством, обеспечивающим безопасность, устойчивость и управляемость, на основе полной гидрофикации этих узлов трактора. Схема такого трактора тягового класса 2 КН нами создана.

Как пишет Р. Т. Балгуев 6, с. 57 резкое различие в строении рельефа Сланцевого и Известнякового Дагестана объясняется, прежде всего, различной высотой поднятия в ходе тектонических движений, что привело к неодинаковому результату денудационного среза на этих площадях. В области Сланцевого Дагестана, испытавшей, по сравнению с известняковым Дагестаном, значительно большее поднятие, отложения верхней юры и мелосодержащие известняковые пачки, по-видимому, были полностью денудированы. На поверхность выведена однообразная, легко размываемая сланцевая толща средней и нижней юры, на которой происходило формирование эрозионного рельефа, представленного системой разно ориентированных хребтов, разделенных относительно широкими долинами рек. Несмотря на сильную эрозионную расчлененность территории, формы рельефа обычно отличаются плавностью очертаний и сглаженностью. Склоны хребта редко бывают отвесными. Отсутствие растительного покрова на многих участках облегчает сильный размыв склонов временными потоками, благодаря чему склоны обычно изрезаны прихотливо ветвящейся системой многочисленных, но неглубоких эрозионных борозд. Обильные продукты выветривания сланцев дают во время дождей материал для образования разрушительных селевых потоков, столь характерных для этой области. Большинство речных долин горных стран в связи с активными поднятиями не имеет хорошо развитой поймы. Преобладающая часть энергии водных потоков тратится на глубинную эрозию, что приводит к разработке глубоко врезанных долин, лишенных поймы. Такие формы речных долин во Внутригорном Дагестане встречаются довольно часто, не является исключением и долина р. Уллучай.

Деятельность поверхностных вод, или водная денудация, имеет огромное значение в формировании рельефа, приводит к расчленению и в целом понижению рельефа в бассейне р. Уллучай. Об этом можно судить по количеству обломочного материала и растворимых веществ, выносимых рекой в море. Основой возникновения поверхностного стока являются атмосферные осадки. Часть дождевых и талых снеговых вод просачивается сквозь почвы и горные породы в глубину и идет на пополнение подземных вод, часть стекает по поверхности. Поверхностный сток бывает в виде сплошной пелены или тонких недифференцированных струек, стекающих с повышенных мест по склонам — плоскостной сток, и в форме линейно направленных струй и потоков — русловой сток, приуроченный к рытвинам, русловым ложбинам, оврагам и речным долинам. Такие формы рельефа в речной долине р. Уллучай очень четко прослеживаются по среднему и верхнему течению, особенно на южных и юго-западных экспозициях склонов, потому что здесь более разреженный растительный покров. Плоскостной склоновый сток действует кратковременно и быстро прекращается после окончания дождя. Живая сила воды тонких струек или пелены невелика, но и они при своем движении способны захватить часть рыхлого, преимущественно мелкого материала и перемещать его вниз по склону. У основания склона, вследствие уменьшения уклона поверхности и резкого замедления скорости движения воды, этот материал накапливается. Плоскостная эрозия сильнее проявляется на открытых, не защищенных растительностью склонах. Снос частиц активнее осуществляется в нижней части склона, где поток имеет наибольшую скорость движения.

Плоскостная эрозия характерна для южных, юго-восточных и западных склонов бассейна р. Уллучай. Такие процессы наблюдаются, где крутизна склонов достигает более 50 градусов. На таких склонах почвенный слой очень тонкий или вовсе отсутствует. Этих процессам большое содействие оказывает и человек, особенно при неправильном выпасе скота. 6, с. 58.

Линейная эрозия. Уже через небольшой промежуток времени поток воды, устремляющийся по склону, начинает распадаться на отдельные струи, которые локализуются в системы промоин, рытвин. Этому во Внутригорном Дагестане, в том числе и в бассейну р. Уллучай, способствует неоднородность пород склонов, разная степень его обнаженности, наличие неровностей, обусловленных процессами гипергенеза и другими факторами, которые были упомянуты выше. Геологическая деятельность временных водотоков на равнинах и в горных областях различна.

В развитии оврагов выделяются четыре стадии: 1) промоины, или рытвины; 2) врезание оврага вершиной; 3) выработка профиля равновесия; 4) затухания (образование балки) [6]. Образование оврага начинается с возникновения промоины, или рытвины, которая имеет небольшую глубину (до 0,5 м). Здесь концентрируются потоки талых и дождевых вод. На второй стадии образуется вершинный перепад, или обрыв, за счет расширения которого овраг распространяется в сторону водораздела. Крутизна склонов оврагов обычно наблюдается по всей протяженности. На этой стадии овраги доходят до основания, т. е. они продолжают расти в глубину и ширину. На третьей стадии овраг достигает подошвы склона или днища долины. До достижения такой стадия развития оврага пройдет одно тысячелетие, но на некоторых, с более пологим склоном или столовидными вершинами, горных массивах встречаются овраги, достигшие днища. Продольный профиль оврага выравнивается овраг расширяется, и в его нижней части образуются осыпи и конусы выноса. Заключительная стадия сопровождается постепенным затуханием эрозии, склоны выравниваются до угла естественного и зарастают, на дне скапливаются осадки, овраг превращается в балку. Экспозиция склона, в откосе образования балок роли особо не играет.

Созидательная деятельность временных водотоков тоже наблюдается по верхнему и среднему течению р. Уллучай, особенно где происходит расширение V-образных речных долин. Она проявляется в виде овражного и балочного аллювия, которые отличаются слабой сортировкой и окатанностью и представлены преимущественно обломками местных пород, транспортируемыми с верхних хребтов. 30, с. 58.

В качестве примера эрозии (ветровой) рассмотрим по работе С. У. Керимхановой 20, с.59−61. Она на материале Южной части Ногайской степи, пишет, что где рассматриваются основные овцеводческие хозяйства республики, на пахотных угодьях со светло-каштановыми супесчаными почвами широкое развитие получила ветровая эрозия.

Результаты изучения 20-летних (1954;1973) метеорологических данных от «Терекли-Мектеб», а также непосредственные процессы наблюдения за процессами ветровой эрозии (1970;1973гг.) позволили сделать определенные выводы, где в Ногайской степи на обрабатываемых светло-каштановых супесчаных почвах ветровая эрозия может проявляться в течение всего года. Однако частота и интенсивность ее развития тесным образом связана со степенью защищенности почвы растительностью, предохраняющей ее от разрушительного действия ветра. Так, на весенние месяцы приходится 35,9% годового количества бурь. Особенно продолжительные эрозионные процессы наблюдаются в апреле (14,3 часа). На летние месяцы, хотя и приходится небольшой процент бурь (15), но они менее продолжительные, чем весной. Наиболее активным в эрозийном отношении является август (12,9 часа). Осенние месяцы в целом характеризуются некоторым затишьем с отмечающимися вспышками бурь средней продолжительностью до 7 часов (сентябрь). Зимний период метельный, но имеют случаи фиксации бурь (февраль). Анализируя развитие и почвозащитную роль различных сельскохозяйственных культур, а также ветровой режим и возможность формирования пыльных бурь по месяцам, выделены два эрозионно-опасных периода. Первый период зимне-весенний (февраль, апрель, май), когда число дней с сильным ветром (более 15м/сек) достигает 44. На растительность озимых, особенно в феврале-апреле еще слабо защищает почву от выдувания (не говоря об участках, отведенных под яровые, колосовые и пропашные культуры и вовсе лишенных растительности); второй период летне-осенний (август — сентябрь) опасность развития ветровой эрозии на пахотных участках обусловлена тем, что в конце лета и начале осени усиление деятельности ветра совпадает с моментом, когда почва, подготовленная к посеву озимых и оставленная на зябь, лишена растительности. Пыльные бури на супесчаных светло-каштановых почвах проявляются главным образом при скорости ветра более 10м/сек (высота флигеля). Ветры со скоростью менее 10м/сек, вызывают лишь 16,2% пыльных бурь. В весенние месяцы 53,8% пыльных бурь возникает при скорости более 15м/сек, а в летние и осенние (47,6 и 43,8% соответственно) при скорости ветра 10−15м/сек. В зимний период пыльные бури вызываются в основном ветром со скоростью 10−15м/сек (39,1%) и больше 15м/сек (39,1%).

Наиболее часты эрозийные процессы при ветрах юго-восточного направления: весной 45,9%, осенью — 38,2% и зимой 28,6%, а также северо-западного направления в летний период — 33,3%. Остановимся в южной части Восточного Кавказа. По мнению Б. Б. Будагова 9, с. 51, в ущельях здесь широко распространены, главным образом, в истоках основных рек. Склоны их крутые. Бровки склонов находятся на небольшом расстоянии друг от друга. Подошвы почти повсюду сливаются друг с другом в руслах рек, которые имеют в основном ступенчатое строение. В ряде мест ущелья имеют форму узких теснин, зачастую врезанных в устья троговых долин. Ущелья распространены, в основном, в пределах высокогорного, реже среднегорного поясов и охватывают почти все притоки основных рек. Очень распространены узкие V-образные долины. Склоны их менее круты, но высокие. Бровки расположены на большом расстоянии друг от друга. Русла рек разработаны и имеют определенную ширину; иногда развиты аккумулятивная террасы. Уклон дна русел большой. Широкие долины с поймами и террасами имеют высокие и крутые склоны. В отличие от описанных выше дно их широкое на склонах развита серия террас, расположенных на различных высотах. Особенно широкими являются низкие террасы и пойма. Уменьшение уклона русла рек и их расширение создают благоприятные условия для накопления селевых материалов. В руслах речных долин встречаются многочисленные водопады, обусловленные выходами устойчивых пород и новейшим тектоническим движением. Водопады, как правило, наблюдаются в истоках рек, особенно, в пределах теснин и ущелий. Высота их на отдельных участках долин достигает 10 м.

Справедливы слова Б. А. Акаева и З. Х. Гаджиевой 2, с. 186, что колебания уровня Каспийского моря существенно отражались на развитии речных долин, и, что во время падения уровня моря происходило понижение эрозии и реки вырабатывали глубокие и узкие ущелья. При подъеме уровня формировались аккумулятивные отложения. Сложенные мощными толщами аллювия. Новейшие тектонические движения также отражаются на формировании продольного профиля рек. Долины горных рек имеют четковидную форму на всем протяжении.

В верховьях реки Самур долины обычно широкие, со сглаженными бортами и широкими руслами, с мощными конусами выноса, подмытыми рекой. На бортах долин хорошо видны следы селевых потоков.

Речные долины — результат эрозионной деятельности рек. Как пишет Е. В. Тулушева 30, с. 14, каждая долина, в плане состоит из котловин и врезов различного генезиса. Эта закономерность исследователями обычно рассматривается упрощенно и считается, что она обусловлена, литологией вмещающих пород, что далеко не так. Обобщая разобранный материал, она замечает, что для положительных геотектонических структур характерны однигеоморфологические элементы), для отрицательных — другие. Для Главного, Бокового, Самурского, Меловового хребтов и передовой моноклинали и других характерны глубокие врезы с крутыми, отвесными вертикальными склонами, треугольные и V-образные поперечные профили.

Для зон опускания (Бежтино-Самурская депрессия, Аваро-Андийская зона опускания, Кадаро-Ирганайской котловины, зона опускания в пределах Черкейской, Буйнакской, Параульской котловин и Херкско-Сулакский прогиб) характерно развитие котловин структурно-эрозионных, Vобразных, корытообразных, комбинированных поперечных профилей; уменьшение уклонов продольных профилей и высотных отметок местности; увеличение мощности аллювиальных отложений с образованием переуглублений долин, врезы прорыва, появление боковых эрозионных водораздельных хребтов — особенно характерно для зоны Аваро-Андийских опусканий, сглаженность рельефа, что указывает на четкий контроль неотектоническими движениями. геоморфологии долин. Роль же лито-логического контроля значительно меньше. В работе рассмотрено влияние прочных песчаных толщ, известняков, тел магматических пород на формирование дифференциации строения долин.

Основные долины речной системы бассейна р. Сулак имеют в целом консеквентное (антецедентное) заложение на макросклоне и только на отдельных участках продольное заложение. Для основных долин бассейна р. Самур более распространено продольное, согласное со структурами расположение. В бассейне р. Терек речные долины в пределах орогена имеют преимущественно консеквентное (поперечное, алюгецедентное) заложена. На низменности в пределах Терско-Каспийского прогиба долины на значительном протяжении согласны с продольными структурами.

Рис. 2 Геоморфологическое районирование Северо-Восточного Кавказа в системе Восточного Кавказа [14, с. 82−83].

I-страна Русская равнина (платформы с умеренными амплитудами новейших тектонических движений). Провинция — Равнины и возвышенности Западного и Центрального Предкавказья. Область Терский и Кабардино-Сунженский хребты с прямым тектоническим рельефом и подгорные водно-ледниковые равнины. Провинция — Прикаспийская низменность. Области: Терско-Кумская аллювиальная и морская низменность с эоловыми формами; дельты Терека и Сулака.

II-Кавказская горная страна (внешняя часть альпийской орогенической зоны с контрастными и резко-контрастными интенсивными новейшими тектоническими движениями значительной амплитуды). Провинция — Линейные среднегорные и высокогорные хребты и депрессии Большого Кавказа. Области: Восточный (Терский) Кавказ, среднегорные высокогорные денудационно-структурные хребты и депрессии;

Внутренний Дагестан, среднегорные и высокогорные эрозионно-денудационные, частично денудационно-эрозионно-структурные хребты и депрессии; Внешний Дагестан, среднегорные литоскульптурные хребты и плато, частично с обращенным рельефом и денудационно-структурные хребты; Предгорные хребты и плато Дагестана и Азербайджана с прямым тектоническим рельефом; Юго-Восточный Кавказ, высокогорные и среднегорные денудационно-эрозионно-структурные и эрозионно-денудационные хребты. Провинция — Закавказская депрессия. Область Апшероно-Кобыстанские складчатые низкогорья с прямым тектоническим рельефом и грязевыми сопками.

Границы: 1-стран; 2-провинций; 3-областей. Морфоструктуры: 4а-аллювиальные; 4б-аллювиально-делювиальные; 5-аллювиально-пролювиальные; 6-морские аккумулятивно-эрозионные; 7-алювиально-морские; 8-террасовые морские с эрозионно-денудационным расчленением; 9-денудационно-аккумулятивные; 10- эрозионно-денудационные; 11- эрозионно-денудационные структурные плато; 12-предгорные моноклинальные плато и равнины; 13-моноклинальные куэстовые хребты (с литоскульптурным рельефом); 14-андоклинальные хребты и увалы и синклинальные плато и котловины; 15-горст-антиклинальные хребты; 16-горст антиклинальные и антиклинальные хребты; 17- горст-антиклинальные хребты и синклинальные массивы с литоскульптурным, частью обращенным рельефом; 18-горстовые хребты; 19-сводово горстовые массивы; 20-складчато-глыбовые хребты; 21-эрозионно-денудационные хребты; 22-вулканические щитовидные горст-антиклинальные и сводово-горстовые массивы; 23-вулканические плато и равнины; 24-лаккалиты; 25-грязевые вулканы; 26-структурно-денудационные депрессии; 27-грабень-синклинальные депрессии.

Касаясь долины реки Хзанор Г. А. Лейкин 22, с.11−12 подчеркивает, что направление ее долины в значительной степени обусловлено тектоническими процессами и приурочено к зоне разломов общекавказского простирания. Форма долины в поперечном разрезе V-образная, что типично для большинства рек описываемой территории. Ширина днища долины р. Хзанор меняется от 50 до 270 м, а русла — от 8 до 19 м. Продольный профиль долины реки выработан достаточно полно. В полосе предгорий Уллучай протекает на протяжении 15 км и имеет широкую плоскодонную долину, заполненную толщей аллювиальных отложений. Здесь наибольшее распространения получили пойма (имеющая на ряде участков два уровня) и надпойменная терраса, достигающая высоты 4—6 м, шириной 100—130 м (над уровнем верхней поймы). II надпойменная терраса не имеет сплошного распространения, однако значительные ее участки (по протяжению) отмечаются на обоих берегах Уллучая. Ее относительная высота 5—7 м, а ширина — от 70 до 300 м 23, с. 36.

На тех участках долины р. Хзанор, где ее ширина резко увеличивается, главным образом в правобережье можно наблюдать наличие уступов трех надпойменных террас. 1-я надпойменная терраса высотой 1,5 метра и шириной 5—10 метров является аккумулятивной. Слагается она песчано-галечным и валунно-галечным материалом алевролитового, а также алевритисто-аргиллитового состава. 2-я и 3-я надпойменные террасы являются цокольными и имеют высоту, соответственно, 3 и 9 метров. Ширина этих террас — от 30 до 70—80 метров. Цоколь террас представлен выветреными аргиллитами и перекрыт аллювием мощностью от 0,6 до 1—2 метров, состоящим из песка, гравия и галечника, с включениями валунов. Размер галек — 2—4 см, а валунов — 15— 20 см. Состав их алевролитовый и аргилитовый. В пределах селения Бежта эти террасы почти без перерыва прослеживаются вдоль правого берега на расстоянии свыше 1 км. Возраст указанных террас можно определить только условно, путем их сопоставления с террасами бассейна реки Самур.

Рассматривают надпойменные террасы реки Уллучай и Г. А. Лейкин в совместной работе с И. Г. Магомедовым 24, с.37−38. По их мнению, строение I террасы в левобережье по обнажении высотой 4−4,5 м следующее: в нижней части обнажения мощность от 1 до 2 м наблюдаются включения валунов до 0,6 м в диаметре с галечником до 17 см в диаметре. Выше идет слой мощностью от 1 до 2,5 м, сложенный мелкой, хорошо окатанный галькой и гравием. Еще выше расположен слой мощностью от 0,7 до 1 м, сложенный крупной галькой и валунами 0,5 м диаметром. Этим слоем заканчивается толща речного аллювия, выше которого располагается слой суглинистой почвы мощностью от 0,5 до 1 м. Строение II надпойменной террасы рассмотрим на том же участке в правобережном обнажении. Общая высота обнажения — 5−6м. От тылового шва вверх до высоты 1,8—2 м наблюдается наличие валунов до 0,4—0,5 м в диаметре с вкраплением крупной гальки. Выше расположен слой мощностью 1—1,5 м, лишенный валунов и сложенный преимущественно галькой до 12−15 см в диаметре. Еще выше прослеживается слой мощностью 1 —1,5 м, сложенный валунами и крупной галькой. Следующий слой имеет мощность 0,5 м и сложен гравийно-песчаным материалом. Вышележащий слой мощностью от 0,4 до 0,5 м и включает в себя гальку средней величины. Самый верхний слой мощностью 0,5—0,6 м представлен суглинистой почвой. III надпойменная терраса Уллучая имеет цокольное строение и прослеживается в левобережье реки. Здесь на ней располагается наиболее возвышенная часть с. Маджалиса. Ширина террасы составляет 200—300 м, относительная высота — около 30 м. При выходе из полосы предгорий долина Уллучая расширяется до 3—5 км, а II и III надпойменные террасы сплошного распространения не имеют. I надпойменная терраса в нижнем течении Уллучая достигает высоты 6—8 м и покрывается мощным слоем суглинков с почвенным покровом мощностью до 2—3 м. 24 По мнению Б. А. Будагова 9, с.53−60 в долинах рек южного склона Главного, Кавказского хребта выделяется 17 террас на высотах 0,5—2; 6—8; 10—15; 30−35; 40−45; 50—55; 65—70, 75—80; 90—115; 120—136 -145; 150—155; 175; 190—200; 210—220; 240—250 м. Первая — 0,5—2 м — терраса, сложенная селевыми отложениями, пользуется повсеместным распространением. Она преимущественно аккумулятивная. Аккумулятивно-эрозионные и эрозионные участии ее встречаются в среднем и особенно часто верхнем течении рек; почти всюду перекрыты современными отложениями. На поверхности террасы иногда встречаются крупные селевые валуны, объемом около 100−120м. Первая терраса особенно широко распространена в вершинных частях конусов выносов и в расширенных участках речных долин. Вторая — 6—8 м — терраса имеет широкое распространение. 9, с.53−60 Эта терраса распространена почти во всех бассейнах рек исследуемой территории. Б. А. Будаговым в цитируемой работе высота второй террасы увеличивается за счет молодых селевых отложений и боковых конусов выноса до 20 м (р.Козлудере, левый приток р. Шинчай.). В эти отложения русла реки врезано на глубину 18 м. Такое мощное накопление отложений конусов выноса на поверхностях низких террас связано с развитием на склонах долин рек молодых регрессивно растущих оврагов. В долинах рек широко развита пойма, выполненная селевыми отложениями. Высота её над урезом рек иногда равна 8 м. Третья (10—15м) терраса распространена в долинах рек Кишчай, Шинчай, Дамирапаранчай, Кадакачай и других и является преимущественно аккумулятивной. Как и более низкие террасы, почти во всех речных долинах она приурочена к расширенным. участкам. Часто этой высоте (10−15м) соответствуют молодые террасы сложенные селевыми отложениями за последние десятилетия. Четвертая (20−25 м), пятая (30−35м), шестая (40−45м) и седьмая (50−55 м) террасы также являются преимущественно аккумулятивными. Их поверхности на отдельных участках довольно широкие (особенно в бассейне р. Фильфиличай), склоны обрывистые9, с. 60. Интенсивные зкзогенные и эндогенные процессы, развитые в бассейнах рек южного склона Главного Кавказского хребта, обусловливают быстрое разрушение и размывы речных террас. Сели уносят аллювиальные отложения, накопленные по бортам речных долин. Террасы интенсивно разрушаются также под действием оползней, оползневых обвалов, широкораспространенных на склонах речных долин 9, с. 57.

По работе авторов учебного пособия «Чеченская республика…» денудационные процессы — это структурно-денудационные и денудационно-аккумулятивные 5, с.41−48.

Скалистый, Пастбищный, Лесистый хребты западнее долины реки Ассы имеют четко выраженное куэстовое строение. Входящие в их состав горные массивы отличаются пологими северными склонами и крутыми — южными, причем последние имеют вид типичных эскарпов. Куэстовый характер хребтов обусловлен тем, что сложены они толщей мезо-кайнозойских осадочных пород, моноклинально падающих к северу. Восточнее долины реки Ассы типичные куэстовые формы не встречаются, на смену им приходят формы смешанного куэстово-эрозионно-тектонического рельефа. Это обусловлено изменением геоструктурных условий. Здесь моноклиналь северного склона теряет свою целостность и постепенно уступает место крупным антиклиналям известнякового пояса и разобщающим их узким синклиналям, такими, как, например, Варандийское (2360 м) антиклинальное горное поднятие, сложенное нижнемеловыми и верхнеюрскими породами и входящие в систему Пастбищного хребта. В осевой части антиклиналей, в так называемых эрозионно-стратиграфических «окнах», обнажаются отложения средней юры.

Скалистый хребет сложен верхнеюрскими и нижнемеловыми (развитыми на северном его склоне) отложениями. Севернее располагается Черногорский моноклинальный (куэстовый) хребет. Сложен он верхнемеловыми, палеогеновыми и неогеновыми отложениями. Склоны всех трех хребтов изрезаны многочисленными валками часто каньонообразного вида. Для полноты характеристики описываемой геоморфологической зоны следует добавить, что в единстве с горными поднятиями (водораздельными грядами) находятся крупные эрозионные долины, разработанные реками Асса, Фортанга, Чанты-Аргун и Шаро-Аргун, Элистанжи, Хулхулау и др. Развитые в долинах этих рек аллювиальные террасы накладывают соответствующий отпечаток на рельеф описываемой геоморфологической зоны.

Останавливаясь на генетических особенностях рассматриваемых форм рельефа, нужно отметить, что своим возникновением они обязаны, прежде всего, геоструктурным условиям, т. е. наличию крупных антиклиналей и моноклиналей, а также процессу селективного гипергенции.

Грозненский хребет сложен миоценовыми и плиоценовыми отложениями. Наиболее древними являются породы караганского горизонта, выходящие на поверхность в Мамакаевской балке. Высотные отметки составляют: 333 м (г. Соленая), 387 м (Лазарев — Шпиль).

Южное ответвление Сунженского хребта сложено плиоценовыми отложениями. Высотные отметки варьируют от 322 до 435 м. Продолжением Сунженского хребта является Алдынский хребет, протянувшийся от долины реки Сунжа до реки Аргун. Древним руслом реки Аргун (Ханкальская долина) этот хребет разделен на два изолированных горных массива. На западе он представлен горным выступом Сюир-Корт с высшей точкой Беллик-Барц (398 м), а на востоке — Сюиль-Корт с максимальной высотной отметкой 432 м. Алдынский хребет сложен верхнемиоценовыми и плиоценовыми отложениями. Наиболее древними, выходящими на поверхность в виде небольших изолированных «пятен», являются отложения сарматского яруса.

Система горных массивов Терского хребта сложена миоценовыми и плиоценовыми отложениями. Наиболее древними являются породы верхнего Майкопа, выходящие на поверхность в районе горы Ястребиной. Терский хребет имеет асимметричное строение: пологий северный склон и крутой — южный. Склоны Терского хребта разрезаются многочисленными балками, разработанными временными потоками. Высотные отметки его составляют: 433 м (гора Хушако), 561 м (гора Жигзакопс), 650 м (гора Малгобек), 525 м (гора Горская), 514 м (гора Орлиная), 459 м (гора Ястребиная) и др.

Продолжением северной горной цепи Передовых хребтов является Гудермесский хребет. Простирается он в Юго-восточном направлении от долины реки Белки (Гумс) до реки Аксай, где причленяется к северным отрогам Черных гор и имеет максимальные высоты (до 550 м). По отношению к Брагунскому хребту Гудермесский несколько сдвинут к югу и имеет в длину около 30 км. Сложен он миоценовыми и плиоценовыми отложениями, понижающимися в долине реки Белки. Наиболее древними являются выходы пород чокракского горизонта. Северная и южная цепи Передовых хребтов разделяются межгорной впадиной. В западной части Чечни явно доминирующая широтная зональность нарушается Казбекско-Малгобекским глубинным разломом, к которому приурочены Назрановское и Харабиджинское тектонические поднятия, представляющие собой как бы естественные перемычки между горными поднятиями Большого Кавказа и системой Передовых хребтов.

Таким образом, решающее значение в становлении геоморфологических особенностей Передовых хребтов имел структурно-тектонический фактор. Можно считать, что Передовые хребты являются отпрепарированными денудационными процессами антиклиналями и относятся к типичным структурно-денудационным формам. В то же время оси складок не совпадают с гребневыми линиями соответствующих хребтов. Ассимметрия хребтов связана, с одной стороны, со структурной их ассимметрией, а с другой — с процессами избирательного выветривания. Некоторое влияние оказало большее количество атмосферных осадков на южных склонах хребтов, чем можно объяснить их крутизну и изрезанность балками временных потоков.

Денудационно-аккумулятивные формы рельефаморфогенетическая категория рельефа представлена Чеченской наклонной равниной, Алханчуртской межгорной впадиной, полигенетической Терско-Кумской равниной, а также серией депрессионных образований, связанных со складчатой системой Большого Кавказа.

В тектоническом отношении Чеченская наклонная равнина представляет широкую синклиналь, заполненную мощными аллювиальными наносами рек Сунжа, Асса, Аргун и их притоков. В раннем антропогене аллювиальный материал доставлялся, вероятно, и рекой Терек, текущей ныне по новому руслу. Свидетельством этого являются реликты террас, состоящих преимущественно из обломков вулканогенных пород — трахитов, андезитов, базальтов, распространенных в верховьях бассейна реки Терек. Высотные отметки в пределах Чеченской наклонной равнины постепенно понижаются с юга на север и варьируют в пределах 450 — 150 м.

Алханчуртская межгорная впадина расположена между антиклинальными поднятиями Сунженского и Терского хребтов. На востоке она граничит с долиной рек Сунжа. Этот геоморфологический элемент является совершенно безводным (в настоящее время орошается искусственно водами Алханчуртского магистрального канала). В геоструктурном отношении Алханчуртская долин связана с глубоким синклинальным прогибом, заполненным аллювиальными и делювиальными образованиями. Высоты ее осевой части постепенно снижаются от 360 м в западной части до 175—200 м в районе Грозненского хребта.

Терско-Кумская полигенетическая равнина в структурном отношении приурочена к крупному тектоническому элементу эпигерцинской платформы. Формирование рассматриваемого геоморфологического элемента происходило под влиянием многократных знакоперемениых вертикальных движений. Последние на антропогеновом этапе обусловили частое перемещение береговой линии Каспия, вызванное хвалынской, хазарской и бакинской трансгрессиями. Наряду с трансгрессирующий фактором, на формирование рельефа глубокий отпечаток наложила эоловая аккумуляция и мощный принос аллювиального материала Тереком и, частично, Курой и Кумой. Интересно отметить, что характерные эоловые формы рельефа весьма широко развиты в северной части интересующей нас территории, которые получили название Бурунной степи. Своеобразный отпечаток на рельеф рассматриваемого участка накладывает широкая террасированная долина реки Терек. При этом следует отметить наличие высокой террасы, протягивающейся по правому берегу Терека. Эта терраса образует плавный переход к северным склонам горных массивов Терского хребта. Левобережная часть Терека, кроме поименной террасы, осложняется четырьмя-пятью реликтами более древних надпойменных террас.

Коснемся денудационных процессов по З. Х. Гаджиевой 10, с.78−80 в горном Дагестане. Широко распространены гравитационные процессы, способствующие денудации поверхности земли. Их характер и интенсивность зависят от высоты и крутизны склонов, климатических факторов, цитологической основы горных пород, тектонических условий. К денудационным процессам относятся: обвалы, осыпи и камнепады, оползни, сели, лавины, оврагообразование, каменные глетчеры. Интегральным показателем денудации служат измерения в реках выносов твердого и растворенного вещества.

Осыпи и камнепады образуются под влиянием физического выветривания горных пород. В Дагестане осыпи приурочены к сложенным глинистыми сланцами и мергелями склонам Самурского, Нукатльского и Богосского хребтов. Осыпные склоны иногда поражаю: размерами. Таков, например, осыпной склон, находящийся на левам берегу реки Митлуда, вверх по течению от с.Инхоквари. Экспозиция склона северная, крутизна 40−45°. Протяженность осыпи вдоль берега 1 км. Несмотря на густую растительность осыпь охватывает не только всю нижнюю часть склона основной долины, но и склоны ее притоков. Мощность конуса выноса осыпи достигает 10 -15 м толщины. Ручьи, стекающие с ледников на вершине горы, теряются в толщах раздробленных горных пород и выходят на поверхность мощными ключами у основания осыпи. Для Сланцевого Дагестана такие осыпи типичный материал осыпей нередко питает селевые потоки.

В известняковом Дагестане оползни приурочены к тем долинам рек, где размыты меловые и верхнеюрские известняки и под ними вскрыты более древние глинистые отложения среднеюрского возраста. Оползневые процессы активны в самые дождливые месяцы (май — июнь) и ранней весной во время таяния снега. Особенно катастрофическими были оползни в 1963 году, когда на территории всего Дагестана выпало аномально большое количество осадков.

В 1963 г. на Хутахском плато (хребет Хочта) сполз блок маастрихских мергелей, объемом около 100 млн. м³ (Попов, 1971). Он перегородил долину речки Мочох, где возникло озеро. Таким же образом возникло озеро Дженех в 1911 г. 10, с.78−80.

Оползни можно подразделить на следующие типы по генетическому признаку:

а) Структурные — возникают на очень крутых, перегруженных склонах, где происходит нарушение структуры склонов и увлажнение подошвы. Эти типы характерны высокогорным и среднегорным областям бассейнов рек Андийское Койсу, Аварское Койсу, Самур; б) пластические (консистентные) оползни возникают на перегруженных склонах при интенсивном выветривании горных пород, образовании усадочных трещин при достаточном увлажнении, а также при криогенном выветривании. Эти оползни приурочены к верховьям рек Андийское и Аварское Койсу и их притокам; в) оползни-потоки (сплывины) образуются на сильно-увлажненных склонах и они более подвижны, активизируются во время продолжительных моросящих осадков и во время таяния снега в областях накопления четвертичных отложений небольшой мощности (1−3 м). Этот тип оползней приурочен к верховьям рек Акташ, Кара-Самур, Чирахчай, склонам Тарки-Тау в окрестностях г. Махачкалы; г) контактные (соскальзывающие) оползни приурочены к крутым склонам, обильно снабженным водой на плоскостях напластования (Мочохский оползень, оползни в долинах рек Самур, Курахчай). Чаще всего четвертичные накопления являются соскальзывающими с более плотных водонепроницаемых древних отложений; д) срезающие (скалывающиеся) оползни возникают в условиях тектонических подвижек, кливажа и сейсмических толчков. Эти оползни приурочены к зонам разрывов и распространенны по всему горному Дагестану.

Наиболее часто селевые потоки наблюдаются в долинах рек Южного Дагестана, особенно в бассейне реки Самур. Почти по всей долине Самура и в долинах его притоков видны следы действия селевых потоков. В среднем через каждые 2 — 3 км встречаются селевые лотки. В остальных районах Дагестана сели происходят не чаще чем раз в 3 — 5 лет, хотя объем селевых выносов могут достигать 10 тыс. м³. Коэффициент селеопасности для Дагестана составляет 0.3. Лавины играют немаловажную роль в денудации склонов. Сход лавин происходит по лавинным лоткам на склонах с уклоном около 30°, где по ним переносится раздробленный материал и откладывается на дне долины, образуя, специфические отложения. Лавинная опасность наступает в период установления снежного покрова.

В проблемной лаборатории снежных лавин при МГУ под руководством Г. К. Тушинского составлена карта лавиноопасных районов Кавказа15. На территории Дагестана по этой карте выделено 4 района и 7 подрайонов: 1. Район значительной лавинной опасности с двумя подрайонами: а) современного и древнего оледенения с высотой снежного покрова от 0.7до 1−2м с густой сетью мощных долин, режим схода зимне-весенний, в зоне оледенения — круглогодичный; преобладают лавины, связанные с интенсивными снегопадами, метелями, весенним снеготаянием (массив Богос, Нукатль, Дюльтыдаг, Алахундаг); б) с густой сетью мощных лавин, связанных со снежным покровом до 1.5 м, преобладанием густой сети снежных лавин, связанных с интенсивными снегопадами, оттепелями и весенним снеготаянием; уклон склонов 25−30° (Массив Диклосмта, Шахдаг, Шалбуздаг, Деавгай, склоны горы Базар-Дюзю), 2. Район со средней лавинной опасностью; характеризуется довольно высоким снежным покровом (0.5−1.0 м) с густой сетью мощных и среднемощных лавин, сходящих не ежегодно; режим схода лавин зимне-весенний, с преобладанием лавин, связанных с интенсивными снегопадами, оттепелями, весенним снеготаянием (отроги Бокового хребта, Андийский хребет), 3. Район со слабой лавинной опасностью; подразделяется на 4 подрайона: а) с редкой сетью среднемощных и маломощных лавин, сходящих не ежегодно; высота снежного покрова 0.3 — 0.5 м; соответствует центральной части известнякового Дагестана (Гимринский хребет, долина р. Самур в среднем течении); б) с редкой сетью маломощных лавин, сходящих не ежегодно, с высотой снежного покрова 0.3 — 0.5 м (передовые хребты северной части Предгорного Дагестана, хребет Салатау); в) подрайон с редкой сетью маломощных лавин, сходящих исключительно в многоснежные зимы (хребты и отроги Предгорного Дагестана), 4. К нелавиноопасным районам относится Приморская низменность. 15.

Каменные глетчеры — это своеобразная форма склоновых образований перигляциальных зон горных областей, включающих в себя грубообломочный материал с примесью льда, продвигающийся по склону или эрозионным ложбинам. Они приурочены к нижней границе снеговой линии или встречаются ниже ее и часто связаны с современными массами льда и фирна, находящихся в стадии деградации.

Верхняя часть каменных глетчеров обладает выпуклой поверхностью, а нижняя образует крутой уступ (до 40°). Каменные глетчеры могут быть активными, находящимися в движении в настоящее время и реликтовыми, прекратившими свое движение.

Каменные глетчеры в Дагестане распространены в районе Большого Водораздельного и Бокового хребтов. В западной части Дагестана их распространение приурочено к высотам 2500 — 3100 м, в центральной части — к высотам 2800 — 3250 м, в восточных районах они встречаются на высотах 3000 — 4000 м. А. В. Кожевников наблюдал каменные глетчеры разного возраста на склонах массива Аддала-Шухгельмеэр, на северном склоне хребта Дюльтыдаг, на Самурском хребте. В северной части Кумухской котловины обнаружена целая серия разновозрастных потоков каменных глетчеров, которые уже подверглись более поздним эрозионно-денудационным процессам. На Гунибском плато на горе Хобо-Хубилабек встречаются каменные глетчеры покровного типа. Происхождение каменных глетчеров А. В. Кожевников и др. объясняют следующим образом. Для возникновения их, в первую очередь, необходимо определенное сочетание особенностей климата, рельефа и литологии: глубокое расчленение рельефа, небольшие уклоны, перегляциальный климат, в котором возникает многолетняя мерзлота и активное морозное выветривание, а также обилие крупнообломочного материала. Их движению по склону способствует умеренная влажность. При избытке влажности формируется настоящий ледниковый глетчер, при недостатке каменный глетчер может остановиться совсем.

В дагестанской и азербайджанской части Кавказа рассмотрим в качестве примера аккумулятивные формы рельефообразования селевыми потоками (по Б. А. Будагову — 9, с.28−29). Он пишет, при прохождении и затухании селевых отложений вдоль русел образуются такие формы рельефа, которые не встречаются в бассейнах неселеносных рек. К ним относятся селевые конусы выноса, валы, поле селевых валов, затвердевшие селевые массы и катуны. результате нагромождения и затвердевания селевых отложений буквально на глазах образуются конусы выносов. Они наблюдаются в устьях молодых, регрессивно растущих оврагов или небольших рек. Примером таких конусов выноса служит небольшой левый (верхний) приток р. Козлудере (бассейн р. Шинчай). Во время прохождения селя отлагается каменно-щебенисто-глинистая масса. В результате частого повторения подобного случая образовался совершенно молодой конус выноса. Селевые валы имеют узкую, длинную и невысокую поверхность, состоящую преимущественно из скопления камней. Они встречались нам в бассейнах ряда рек восточного Кавказа, Ферганской впадины, северо-западного Кавказа и др. геоморфоструктура кавказ сейсмичность Селевые потоки встречаются с препятствиями, которыми являются выступы или дугообразные изгибы русел. Во время удара о них селевые массы эти выбрасываются из потока на поймы и террасы, косоориентированные к общему направлению течения. Так образуются селевые валы, которые в головных частях имеют значительную высоту и характеризуются значительным нагромождением валунов. В средних частях они расширены, а в низовьях иногда; суживаются, а иногда расширяются.

По мнению М. М. Эльдарова 33, с. 40 четвертая терраса в Нижнесамурской равнине на высоте 70−75м представляет собой широкую аккумулятивную поверхность, отделенную от третьей террасы не везде ясно выраженным уступом. Формирование берикейской части Теркемейской равнины Х. Л. Ханмагомедов 31, с. 6 считает результатом трансгрессии и регрессии на древнем Каспии в течение длительного геологического времени и дифференцированного нарушения структур при ведущей роли эрозионно-денудационных процессов, обусловивших сильную расчлененность рельефа системной аккумуляции долин реки Улучай. Об этом красноречиво свидетельствует наличие морских и речных террас, сменяющихся участками аллювиальной дельтовой и морской аккумуляцией. Дельта Самура также является продуктом аккумуляции. Как пишет М. М. Эльдаров 32, с. 41 по своему характеру дельта Самура является широкой весьма пересеченной равниной, прорезанной устьями рек Гюльгеричай, Самур и их протоками.

Дельта Самура, в основном, образована наносами Самура до Гюльгеричая и имеет очертания дуги, представляя таким образом конус выноса Самура и его множества притоков, а также примыкающих к нему Гюльгеричая и Рубаса. Самур во время весеннего разлива вследствие накопления речных наносов выдвигается все дальше и дальше в море. При этом наносами южных рукавов реки образовалась коса, впадающая в море на несколько км, представляя значительную опасность для судоходства 30, с. 41. Берега современной бухты Самура характеризуются развитием песчаного пляжа, поверхность которого постепенно сливается с заболоченной поверхностью дельты. На некоторых участках ее встречаются и песчаные бугры высотой до 1−2 м, часто заросшие кустарниковой растительностью.