Инженерная геология

Физико-механические свойства грунтов

1.      Физические свойства и состояния грунтов

              Свойства грунтов характеризуют их поведение в определённых условиях. Под физическими свойствами грунтов мы понимаем свойства, которые проявляются без изменения структурных связей под влиянием физических полей: гравитационного, теплового, электрического и др. К числу физических свойств относятся плотность, проницаемость, теплофизические, электрические и магнитные свойства грунтов.

              К наиболее важным физическим свойствам грунтов относится плотность, пористость, влажность. Эти свойства взаимозависимы и в целом выражают физическое состояние грунтов, как в условиях естественного залегания, так и в основаниях сооружений. По основным физическим свойствам можно косвенно судить о прочности, деформируемости и устойчивости песчаных и глинистых пород, а также об их изменении под влиянием геологических процессов.

              Плотность.

              Плотность минеральной части пород характеризуется массой (qc) в единице объема минеральной части (Vc) породы. Состав грунта схематически представлен на рисунке 1.

              Плотность минеральной части ρс=qc/Vc определяется минеральным составом горных пород и выражает среднюю плотность слагающих им минералов.

              Плотность породы – это масса (qc + qв) в единице её объёма при естественных влажности и сложении:

ρ=(qc + qв)/V0

              Она определяется плотностью минеральной части, пористостью и влажностью горных пород. Обычно, чем выше плотность минеральной части, тем выше и плотность горной породы, чем больше пористость, т.е. чем более рыхлую упаковку имеют частицы в единице объёма горной породы, тем меньше её плотность. При увеличении влажности при данной пористости горная порода становится тяжелее, плотность её повышается.

              Плотность скелета – это масса единицы объёма сухой горной породы qc естественного сложения:

ρd= qc/V0

              Она, как и плотность горной породы, выражает степень её уплотнённости. Чем она выше, тем выше плотность скелета, тем меньше она отличается от плотности горной породы в целом.

              Пористость.

              Структурные элементы, слагающие грунты, при неплотном прилегании друг к другу образуют промежутки различной величины, которые называются порами. Суммарный объём всех пор в единице объёма, независимо от их величины и степени заполнения, называется общей пористостью пород.

              Величина пористости (n) определяется по формуле

n=(ρs – ρd)/ ρs * 100%

              Часто пористость характеризуется коэффициентом пористости или приведённой пористостью (ε):

ε=(ρs – ρd)/ρd

              От общей пористости и размера пор зависят свойства грунтов. По величине пористости судят о степени уплотнения пород и их сжимаемости в различных условиях. С величиной пористости тесно связаны водопроницаемость, термические, электрические и другие свойства пород.

              Консистенция глинистых пород.

              Консистенция обычно характеризуется определёнными влажностями. Эти характерные влажности принято называть пределами пластичности. Наиболее важными из них для определения физического состояния глинистых пород являются предел текучести (W1) и предел раскатывания (Wр). Предел текучести соответствует такой влажности, при превышении которой глинистая порода нарушенного сложения из пластичного состояния переходит в текучее и становится вязкой жидкостью. Предел раскатывания соответствует влажности, при которой глинистая порода также нарушенного сложения из полутвёрдого состояния переходит в пластичное. Соответственно при пределах текучести и раскатывания происходит резкое изменение внутреннего сопротивления глинистой породы деформациям – их прочности. Между пределами текучести и пластичности глинистые породы обычно находятся в пластичном состоянии, то есть в таком, когда под действием внешней силы они могут принимать различную форму и сохранять её после устранения этой силы, не изменяя при этом своего объёма.

              Интервал влажности, в пределах которого глинистая порода находится в пластичном состоянии, называется числом пластичности(J11).

              Для ориентировочного суждения о состоянии глинистой породы в условиях естественного залегания следует определять показатель текучести J1:

J1=(W – Wр)/ J11.

              Показатель текучести имеет отрицательное значение для пород, естественная влажность которых меньше предела раскатывания, то есть пород в твёрдом состоянии.

2.      Механические свойства грунтов

Механические свойства подразделяются на деформационные и прочностные.

Деформационные свойства грунтов.

При оценке устойчивости проектируемых сооружений всегда встаёт вопрос о величине их осадки, которая является следствием уплотнения грунтов, находящихся в основании этих сооружений. Поэтому при инженерно – геологических исследованиях грунты должны быть опробованы на сжимаемость (компрессионную способность).

Сжимаемость связана с изменением (уменьшением) объёма пор в грунте под нагрузкой, то есть величина нагрузки, прилагаемой к грунту. Отсюда, чем больше пустот в породе и чем больше она нагружена, тем больше сжимаемость грунтов.

Сжимаемость грунтов может быть выражена:

      зависимостью коэффициента пористости (ε) от давления р в виде ε= f(р) (Терцаги);

      величиной коэффициента уплотнения, или сжимаемости (Н.М. Герсеванов);

      величиной относительной деформации (Н.Н. Маслов)

Герсеванов предложил сжимаемость оценить через коэффициент уплотнения а. Данный метод основан на принципе спрямления некоторого участка компрессионной кривой, на котором (спрямлённом участке) определяется коэффициент уплотнения по зависимости

а=(ε1 - ε2)/(р2 – р1)

где р1 и р2 - начальная и конечная нагрузки;

ε1 и ε2 - коэффициенты пористости, соответствующие нагрузкам р1 и р2.

Маслов в качестве показателя, характеризующего сжимаемость, предложил использовать относительную деформацию е. Напомним, что в соответствии с законом Гука

е=р/Е,

где Е – модуль сжатия, Па.

Определение е производится опытным путём посредством расчёта величины сжатия ∆h образца высотой h при той или иной нагрузке р, т.е.

е=∆h/h.

Отсюда при заданных значениях е и р достаточно легко определить величину Е:

Е=р/е.

Е отражает условия сжатия грунта и называется модулем общей деформации для дисперсных грунтов и модулем упругости для скальных и полускальных пород.

В практике инженерных расчётов часто в качестве показателя сжимаемости применяют непосредственно величину относительной вертикальной деформации

ер=1000∆h/h0.

Величина ер называется модулем осадки и представляет величину сжатия в миллиметрах столба грунта высотой в 1 м при приложении к нему дополнительной нагрузки.

Величина коэффициента уплотнения грунта (а) связана с величиной модуля общей (линейной) деформации (Е) следующим соотношением:

Е=β*(1+ ε0)/ а= β/а0,

где а0 – коэффициент относительной сжимаемости, а0=а/(1+ ε0);

β – коэффициент, зависящий от коэффициента относительной поперечной деформации грунта (аналогично коэффициенту Пуассона для упругих тел).

Уплотнение грунтов во времени при постоянной нагрузке называется консолидацией. Знание процесса консолидации глинистых грунтов необходимо для правильного прогноза скорости осадок сооружений.

При действии вертикальной нагрузки грунт сжимается и стремится расшириться в стороны; при этом возникает давление, которое называется боковым распором. Величина бокового давления в условиях, когда исключено боковое перемещение частиц грунта, составляет определённую часть от вертикального давления:

Ргор=ξРверт,

где ξ – коэффициент бокового давления в состоянии покоя. Величина ξ зависит от состава и строения грунтов. Коэффициент бокового давления необходим для расчёта различного рода подпорных сооружений, ограждений крепления откосов и т.п.

3.      Прочностные свойства грунтов

Прочностные свойства грунтов характеризуют поведение грунта под нагрузками, равными или превышающими критические, и определяются только при разрушении грунта. Потеря прочности материала осуществляется, как правило, путём разрыва и (или) сдвига. Основными показателями прочности грунта являются сопротивление разрыву и сдвигу.

Природа прочности пород. В практике наиболее широкое распространение получила теория Кулона-Мора:

τпр=σ*tgφ+c,

где φ – угол внутреннего трения, град;

с – сцепление, МПа.

τ=τтр+τсд,

где τтр – напряжение, вызывающее рост трещин Гриффитса,

τсд – сдвигающее напряжение.

Сопротивление грунтов одноосному сжатию относится к прочностным свойствам грунтов.

Расчёт сопротивления сжатию производится на основе предположения об однородном напряжённом состоянии образца грунта по формуле

σсж=Рразд/F,

где Рразд – усилие раздавливания при определенной высоте образца h, м;

F – площадь поперечного сечения образца, м².

Сопротивление грунтов одноосному растяжению. Прочность породы на одноосное растяжение (σрас, МПа) вычисляют по формуле

σрас=Р(43/D)²,

где Р – максимальное показание манометра, МПа;

D – диаметр образца, м.

Сопротивление грунта объёмному (трёхосному) сжатию. В приборах трёхосного сжатия (стабилометрах) боковое давление обычно создают гидравлическим способом. Образец в водонепроницаемой оболочке помещают между двумя поршнями в камеру (стабилометр), которую затем наполняют какой-либо жидкостью (например, маслом), передающей боковое давление на образец. Если σ2 – боковое давление на образец, равное давлению в камере, то вертикальное давление σ1=Р/F+σ2, Р – вертикальное усилие (Н); F – площадь поперечного сечения образца (м²).

Плоскостной и линейный смыв

Под влиянием солнечного тепла в природе осуществляется непрерывный круговорот воды. С поверхности суши и водных бассейнов постоянно происходит испарение, и пары воды поступают в нижние слои атмосферы, образуя там облака. Конденсация паров в атмосфере приводит к образованию осадков, которые в виде дождя или снега выпадают на поверхность Земли. Часть текущих вод суши по долинам рек и оврагов возвращается в моря и океаны. Этот процесс повторяется непрерывно.

Атмосферные воды, проникающие в трещины и поры горных пород, образуют там подземные воды. Однако со временем часть подземных вод выходит на поверхность, питает ручьи и реки, и таким образом, тоже участвует в круговороте воды.

Итак, атмосферные воды частично расходуются на сток, частично на испарение и частично на питание подземных вод. Соотношение между этими частями колеблется в широких пределах и зависит от количества выпадающих в один приём осадков, от рельефа земной поверхности, от водопроницаемости пород, от температуры и ряда других причин.

Текучие воды на своём пути к морю проделывают огромную работу: разрушают сушу, изменяя её рельеф, перемещают и отлагают рыхлые продукты разрушения.

Разрушительная деятельность проточной воды обусловлена перемещением её от более высоких мест в более низкие. Чем больше разница в высотных отметках между начальным и конечным пунктами движения воды, тем больше скорость, следовательно, и разрушающая сила воды. Движущиеся массы воды захватывают продукты разрушения и уносят с собой. Размер обломков, подхваченных водой, зависит от скорости потока. Разрушительная сила текучих вод, содержащих обломки пород, во много раз возрастает. Если мелкие обломки находятся в текучей воде во взвешенном состоянии, то крупные перекатываются водой по дну водотока, шлифуя и стачивая ложе, а также друг друга. Значительная часть минерального вещества переносится в воде в растворённом виде.

Разрушение горных пород текучими (проточными) водами называется эрозией. Под водной эрозией понимают не только разрушение горных пород силой потока, но также шлифование и царапание дна русла обломками, переносимыми водой, и химическое растворение горных пород водой.

В ряде районов, особенно с засушливым климатом, встречаются сухие долины, в которых водные потоки появляются только периодически во время сильных ливней, затяжных дождей или быстрого снеготаяния. К таким долинам относятся овраги. Однако в горных местностях деятельность временных потоков проявляется иногда специфично. В горных районах уклон сухих, периодически увлажняющихся долин обычно достаточно крут, а в длинные промежутки между дождями в них накапливается большое количество продуктов выветривания, сползающих со склонов. Эти процессы особенно интенсивны в засушливом климате, так как в районах с большим количеством атмосферных осадков развивается богатая растительность, закрепляющая верхние слои грунта.

Разрушительная работа текучих вод проявляется в виде плоскостного смыва и линейного размыва.

Плоскостной смыв

Дождевые воды на ровных пологих склонах растекается в виде многочисленных струй, покрывающих склоны густой переплетающейся сетью. Сила воды тонких струек или пелены способна захватывать часть рыхлого, мелкого материала и перемещать его вниз по склону, у основания которого этот материал накапливается. Процесс плоскостного смыва получил название делювиального, а формирующиеся при этом осадки называются делювием. Максимальные мощности делювия 15–20 и более метров, а ширина шлейфа может достигать сотни метров. Под влиянием плоскостного смыва постоянно уменьшается крутизна склонов, они приобретают плавные очертания и характерный вогнутый профиль. В вершине делювиального шлейфа откладывается относительно более глубокий материал – песчаный. В конце шлейфа скапливаются только тонкие пылеватые и глинистые частицы. Наиболее благоприятные условия для делювиального процесса создаются в пределах равнинных степных районов умеренного и субтропического поясов и зоне сухих саванн, где в кратковременные сезоны выпадения дождей или таяния снега по склонам смываются рыхлые продукты выветривания.

Линейный размыв

Со временем плоскостной смыв сменяется линейным размывом и начинается разрушение горных пород в глубину, т.е. развивается глубинная эрозия. Начало линейного размыва выражается в том, что текучие воды собираются в едва заметные промоины или рытвины, которые со временем разрастаются.

Выделяются временные потоки оврагов равнинных территорий и временные горные потоки. Верховья временных горных потоков расположены в верхней части горных склонов и представлены системой множества сходящихся рытвин и промоин, образующих водосборный бассейн. Из этого бассейна вниз по склону вода движется уже в едином русле, которое называется каналом стока. В период выпадения дождей или снеготаяния все промоины и канал стока заполняются водой, которая с большой скоростью движется вниз по склону. При этом движении вода захватывает обломочный материал, который усиливает разрушительную работу потока. При выходе его на подгорную равнину скорость течения резко уменьшается, откладывается обломочный материал, образуя конус выноса. В Средней Азии и других горных странах аридной зоны конусы выноса, сливаясь друг с другом, образуют широкие предгорные шлейфы. В строении конусов выноса наблюдается дифференциация материала от более крупного до тонкого по мере удаления от вершины конуса. Отложения конусов выноса образуют генетический тип континентальных отложений и названы пролювием. Название пролювий произошло от лат. proluo – выношу течением, рыхлые образования, представляющие собой продукты разрушения горных пород, выносимые водными потоками к подножиям возвышенностей; слагают конусы выноса и образующиеся от их слияния пролювиальные шлейфы. От вершины конусов к их подножию механический состав обломочного материала изменяется от гальки и щебня с песчано-глинистым цементом (фангломераты) до более тонких и отсортированных осадков, нередко лёссовидных супесей и суглинков (пролювиальные лёссы). Наиболее полно развит пролювий в предгорьях аридных и семиаридных областей, где по периферии области распространения пролювий иногда откладываются алеврито-глинистые осадки временных разливов (такыры, соры), часто загипсованные и засоленные.

Геологическая работа временных водотоков

Исходная форма временно действующих водотоков – эрозионная борозда, возникающая на делювиальных склонах при переходе плоскостного смыва в линейный. Глубина борозд от 3 до 30 см, ширина равна или немного превосходит глубину. Поперечный профиль эрозионных борозд имеет V-образную или ящикообразную форму. Стенки борозд крутые, часто отвесные. После прекращения стока склоны быстро выполаживаются, ширина борозд увеличивается. Обычно борозды, располагаясь в нескольких метрах, друг от друга, образуют разветвленные системы. Глубина и морфологическая выраженность борозд вниз по склону постепенно увеличивается по мере увеличения количества стекающей воды.

На распаханных склонах и склонах с разреженным растительным покровом борозды с течением времени превращаются в эрозионные рытвины (промоины), глубина которых может достигать 1,0 – 2,0 м, ширина – 2,0 – 2,5 м. Склоны рытвин также характеризуются большой крутизной, местами они отвесные, поперечный профиль их чаще всего V-образный. Однако не каждая эрозионная борозда превращается в промоину. Для образования последней нужен более мощный водоток, а, следовательно, и большая площадь водосбора. Поэтому рытвины встречаются на склонах значительно реже эрозионных борозд и обычно отстоят друг от друга на десятки метров. Эрозионные борозды и рытвины в легко поддающихся размыву породах (песок, суглинок, лесс и др.) могут образоваться в течение одного ливня или за несколько дней весеннего снеготаяния. В дальнейшем рытвины служат коллектором для дождевых и талых вод. При достаточном водосборе часть рытвин, углубляясь и расширяясь, в процессе вреза, постепенно превращается в овраги. Глубина оврагов 10 – 20 м, но может достигать 80 м, ширина (от бровки до бровки) 50 и более метров. Склоны оврагов крутые, часто отвесные. Поперечный профиль оврагов V-образный. Иногда овраги характеризуются плоским дном, ширина которого не превышает нескольких метров. Овраг отличается от рытвины не только своими размерами, но и тем, что он имеет свой собственный продольный профиль, отличный от профиля склона, который он прорезает. Продольный профиль рытвины, как правило, повторяет продольный профиль склона, хотя и в несколько сглаженном виде. Овраг – активная эрозионная форма. Наиболее подвижной является его вершина, которая в результате регрессивной (пятящейся) эрозии может выйти за пределы склона, на котором возник овраг, и продвинутся далеко в пределы междуречий. Поэтому овраги характеризуются значительной длиной, исчисляемой сотнями метров и даже километрами. С ростом оврага в длину и выработкой продольного профиля эрозионная сила стекающей воды уменьшается. Склоны оврага выполаживаются, на них появляется растительность. Расширяется дно оврага, как за счет продолжающейся боковой эрозии, так и за счет отступания склонов в результате склоновых процессов. Овраг превращается в балку. Переход оврага в балку совершается не сразу на всем его протяжении. Процесс этот начинается с нижней, наиболее древней части оврага и постепенно распространяется вверх.

В дно балки в дальнейшем может снова врезаться овраг. При неоднократном врезании донных оврагов в балке образуются площадки-ступени, сложенные балочным аллювием, – балочные террасы.

Следующей стадией развития эрозионных форм, создаваемых временными водотоками, является речная долина с постоянным водотоком. Все более углубляющаяся эрозионная форма может достигнуть уровня грунтовых вод, которые дают начало речке.

Однако в описанном генетическом ряду: эрозионная борозда – рытвина – овраг – балка – речная долина – вовсе не обязателен переход одних форм в другие или возникновение одних форм из других. Выше уже говорилось, что не каждая эрозионная борозда превращается в рытвину и не каждая рытвина – в овраг. Овраг еще в период энергичной глубинной эрозии может врезаться до уровня грунтовых вод и, минуя балочную стадию, превратиться в долину ручья с постоянным водотоком. Точно так же не каждая балка может превратиться в речную долину, и не каждая балка в своем развитии проходила овражную стадию. Так, в условиях гумидного климата на территориях, покрытых лесом, многие эрозионные формы типа балок никогда не были оврагами и формировались изначально по типу балок или ложбин.

Определенную специфику имеет деятельность временных водотоков в горах. В горах в верховьях водотоков обычно образуются четко выраженные в рельефе водосборные воронки – углубления в виде амфитеатров, склоны которых прорезаны эрозионными бороздами и рытвинами, ветвящимися кверху и сходящимися к основанию воронки, откуда начинается канал стока. Канал представляет собой тянущуюся вниз по склону глубокую и узкую рытвину овражного типа с V-образным поперечным сечением. У нижнего конца канала стока формируется конус выноса. Значительная крутизна продольных профилей и большие перепады высот между верховьями и устьями обусловливают интенсивную разрушительную работу временных потоков гор.

Особенно большую работу временные горные водотоки осуществляют в условиях жаркого и сухого климата. Здесь на склонах, лишенных растительного покрова, процессы выветривания протекают очень интенсивно. Этому в значительной мере способствует удаление рыхлых продуктов выветривания с крутых склонов гор.

Временные водотоки, зарождающиеся на склонах гор аридных стран, при выходе из гор образуют обширные пролювиальные равнины, окаймляющие подножья гор. Равнины формируются за счет слияния многочисленных конусов выноса и имеют обычно волнистый продольный профиль (вдоль подножья гор). Состав пролювия и распределение в нем материала зависит от тех же факторов, которые определяют строение конусов выноса оврагов.

Если временные горные водотоки впадают в реку, их конусы выноса способны оттеснить или даже перегородить долину реки, образовав временную плотину. Прорыв такой плотины скопившейся выше по течению водой может привести к возникновению селя в долине реки.

Подрезанные рекой конусы выноса временных водотоков образуют в долинах горных рек псевдотеррасы, которые морфологически похожи на настоящие речные террасы. Отличаются от них строением и составом слагающего их материала. Существенной особенностью псевдотеррас является их невыдержанность по простиранию и значительные колебания относительных высот на коротких расстояниях.

Сели

Название Сель произошло от арабского слова «сейль» – бурный поток.

Сель – временный стремительный горный поток смеси воды с большим содержанием камней, песка, глины и других частиц (50–60% объема потока).

Сель – нечто среднее между жидкой и твердой массой. Это явление кратковременное (обычно оно длится 1–3 ч), характерное для малых водотоков длиной до 25–30 км и с площадью водосбора до 50–100 км2.

Сели образуются высоко в горах после выпадения необычно сильных дождей, как в Лос-Анджелесе, или при бурном таянии горных снегов и ледников, как не раз было, например, в районе Алма-Аты. На крутых склонах в верховьях горных рек массы снега и рыхлые от избыточной воды отложения срываются вниз и со скоростью 10–14 км/ч, а иногда и больше, несутся по долинам, все, более переполняясь наносами. По выходе из ущелий предгорные равнины высота передовых валов этих грязекаменных потоков достигает нескольких метров. Сель представляет собой грозную силу. Поток, состоящий из смеси воды, грязи и камней, стремительно несется вниз по реке, выдергивая с корнем деревья, срывая мосты, разрушая плотины, обдирая склоны долины, уничтожая посевы. Находясь вблизи от селя, можно ощущать содрогание земли под ударами камней и глыб, запах сернистого газа от трения камней друг о друга, слышать сильный шум, подобный грохоту камнедробилки.

Опасность селей не только в их разрушительной силе, но и во внезапности их появления. Ведь ливень в горах часто не охватывает предгорья, и в обжитых местах сель появляется неожиданно. Из-за большой скорости течения, время от момента возникновения селя в горах до момента выхода его в предгорье исчисляется подчас 20–30 минутами. Вся площадь зарождения и воздействия селя называется селевым бассейном.

Оползни

В результате одновременной геологической деятельности подземных и текучих вод в природе часто происходит и другое явление – образование оплывин и оползней. Оплывины – небольшие смещения на склонах рек и других водоёмов выветрелых масс, вследствие чрезмерного их увлажнения. Оползнем называется смещение значительных масс пород по склонам оврагов, берегам рек, озёр и морей, вызванное одновременным действием подземных и проточных вод. Оползни возникают обычно тогда, когда в крутых обрывах выходит водоносный слой, прикрываемый сверху рыхлыми породами, а водоупором для него служит глина, слои которой залегают выше базиса эрозии, обычно со слабым наклоном в сторону обрыва. При таких условиях устойчивость склона нарушается и начинается скольжение вышележащих пород по увлажнённой подземными водами поверхности глин. В связи с этим часть берегового откоса, находящегося выше водоупорных глин, смещается вниз по склону. Оползни обычно развиваются весной, когда под влиянием таяния снега или обильных дождей толщи пород, залегающие над водоупорным слоем, наиболее сильно насыщаются влагой.

Оползни могут повторяться на одном и том же участке неоднократно из года в год. Сползшие массы, если они не уносятся с подножья склона речными водами или морскими волнами, могут препятствовать дальнейшему развитию оползня. Деревья на оползневых склонах приобретают наклон и образуют так называемый «пьяный лес». Протяжённость отдельных оползней может достигать нескольких километров, а ширина – до нескольких тысяч метров. Движение оползней иногда происходит очень быстро, но чаще они сползают достаточно медленно. Например, оползень горы Соколовой в г. Саратове происходил в течение почти суток.

Овраги

Овраги – узкие, крутосклонные, довольно короткие, молодые отрицательные линейные формы рельефа. В естественных условиях они возникают во время дождей или таяния снегов из промоин по высоким берегам рек, на крутых склонах при уничтожении растительности, при увлажнении климата. Оврагообразование происходит наиболее интенсивно на территориях с континентальным климатом. В развитии оврага выделяют три стадии:

Возникает мелкая рытвина. Водяные потоки ее постепенно углубляют. На этой стадии оврагообразование идет очень быстро. В степях России годовой прирост оврагов в длину составляет десятки и сотни метров, а во влажных субтропиках овраги удлиняются до 1000 и более метров за год.

При углублении в начале (на вершине) оврага образуется уступ. Во время таяния снега и выпадения дождей вода падает с него водопадом, подмывая основание уступа. Вскоре он обваливается, и овраг медленно растет от вершины, образуя ответвления. Рост его может продолжаться до тех пор, пока вершина оврага не достигнет водораздела.

Постепенно овраг собирает со склона всю воду. Его рост прекращается, склоны становятся пологими, исчезает перепад в устье. Склоны оврага начинают зарастать. На дне накапливаются рыхлые отложения, которые вода уже не может вынести. Зарастание оврагов характерно для влажного климата, в засушливом же климате овраги долго сохраняются в «свежем» состоянии. Зарастающий овраг постепенно превращается в балку, которая часто используется как сенокосные угодья, под огороды, сады, сельские населенные пункты.

Чаще всего овраги развиваются в степной и лесостепной ландшафтных зонах. В связи с неравномерным выпадением атмосферных осадков на иссушенные почвы. Для образования оврагов необходимы вязкие горные породы: глина, суглинки, лёсс, возвышенный и волнистый рельеф.

Овраги наносят стране большой ущерб: они выводят из строя большие массивы земель, особенно сельскохозяйственных, разрушают почвенный покров. Только через 400–500 лет на склонах оврагов формируются настоящие почвы. От оврагов страдают дороги, трассы трубопроводов и многие города, расположенные на возвышенностях и по высоким речным берегам. В 1300 году в Торжке овраг, образовавшийся за один час во время ливня, снес до основания несколько домов. Быстро идет оврагообразование в тундре. При таянии грунтов в населенных пунктах, вдоль дорог, трубопроводов образуется сеть оврагов. Это явление часто сопровождается образованием оползней и течением грунтов, связанных с их переувлажнением.