СКЛОНОВИ ПРОЦЕСИ И РЕЛЕФ НА СКЛОНОВЕТЕ

Срутищни склонове. Срутището възниква в резултат на откъсване на големи блокове от основната скална маса и преместването им по склона. Образуването на срутище е предхождано от появата на пукнатини или система от пукнатини, по които по-късно става откъсването и срутването на скалния блок. Морфоложкият ефект от срутването се изразява в образуването на стени /плоскости/ на скъсване и ниши в горните части на склоновете и натрупването на скален материал в тяхното подножие.

Стените на скъсване са сравнително равни повърхности и в повечето случаи съвпадат с плоскостите на пукнатините и границите на скалните пластове. Те се наблюдават на склонове с наклон над 35-40⁰. Нишите се образуват на по-стръмни склонове. Наклона на стените им достига до 90⁰, а понякога са ограничени от надвисващи скални корнизи.

Акумулационната част на струтищния склон се характеризира с безразборен хълмист релеф. Височината на хълмовете се изменя от няколко метра до 30 м. Срутищните наслаги са изградени от едри късове. Техните размери варират от десетки сантиметри до десетки метри.

Срутищата се наблюдават както в планините, така и в равнините. Но най-големите срутища са характерни за планините. Така напр. в долината на р. Мургаб /Западен Памир/ се срутва скална маса с обем над 2 км³ и тежина около 7 млрд. т. Още по-големи срутища се наблюдават в Алпите. По данни на А. Герхард обемът на най-грандиозните от тях достига 15 км³, а заетата от срутилите се скални маси площ – 49 км². Срутилите се скални маси в, преграждат речните долини и се образуват езера. Такъв произход има езерото Рица в Кавказ.

Големите скални блоково в срутището се разпадат на множество по-малки късове, придвижват по склона и се натрупват в неговото подножие или по-инерция продължават движението си в речната долина. При това движение каменните потоци значително изменят повърхността на долинните склонове.

Срутищата с неголяма маса и размер на късовете под 1 м³ се наричат каменопади. Срутищата и каменопадите, заедно със сипеите и лавините осъществяват основната дейност по денудирането на планинските склонове.

Сипейни склонове. Образуването на сипеите е свързано с физическото изветряне. Най-типичните сипеи се наблюдават на склонове, изградени от мергели или глинести шисти. Класическият сипей се състои от сипеен склон, сипеен улей и сипеен шлейф. Сипейният склон в планините е изграден от оголена скала, подложена на физическо изветряне. Продуктите от изветрянето – неогладени скални късове с различни размери, се придивжват по склона под действието на силата на тежестта. Те въздействат механически върху склоновата повърхност и изработват в нея сипеен улей с дълбочина до 1-2 м и шрина до няколко метра. В долната част на денудационния склон сипейните улеи се свързват и образуват по-голяма негативна форма, чиято ширина достига до няколко десетки метра. Дъждовните и снежните води допълнително удълбават сипейните улей и разчленяват денудационната част на склона. Склоновият ръб придобива фестончата /назъбена/ форма. Придвижването на скалните късове по сипейните склонове продължава докато наклонът на склона стане по-малък от ъгъла на естествения откос. Тогава започва тяхното акумулиране и образуването на сипеен конус. Сипейните конуси се сливат, примесват се с по-груб срутищен материал и образуват непрекъснат шлейф от скални късове с различна големина. Образуваните наслаги се наричат колувий /colluvio – натрупване/. Колувият се отличава със слаба сортировка на материала. Най-едрите късове се придвижват най-далече по акумулационната част на сипейния склон и изграждат подножието на сипея.

В образуването на срутищата и сипейти значително участие има и водата. Стичащите се води от снеготопенето и дъждовете разработват пукнатините, по които става откъсването на срутищно-сипейните маси, и разрушават скалите при замръзването в пукнатините. Раздробяването се ускорява и от изменението на обема скалите в резултата на тяхното овлажняване и изсъхване. При проливни дъждове стичащите по сипейния склон водни потоци привеждат в движение както дребните , така и по-едри скални късове и образуват кално-каменни потоци – микросели. В този процес участието на гравитацията и водата е приблизително равно.

Лавинни склонове. Лавина се нарича пълзящите и падащи по склона снежни маси. Лавините са характерни за планинските склонове, на които се образува устойчива снежна покривка. В зависимост от начина на придвижване на снежната маса лавините се поделят на пълзящи, улейни и скачащи.

Пълзящата лавина представлява хлъзгаща се на широк фронт, без да има строго фиксирани канали, снежна маса. В движение постъпва снежен слой с дебелина 30-40 см. Геоморфоложката роля на този тип лавини е незначителна. Само в редки случаи в основата на склона се образуват неголеми валове от склонов материал, пренесен от лавината.

Улейните лавини се придвижват по определени канали, които в повечето случаи са заложени от временни потоци. При тях добре се открояват лавиносборни понижения /фуний/, улеи, по които се придвижват снежните маси и наносни конуси. За лавиносборни фунии служат отмрели ледникови кари или ерозионно-денудационни водосборни фунии.

Лавинните улеи имат стръмни, шлифовани склонове без растителност по тях. Формата на напречния им профил е коритообразна. Надлъжният профил е равен или съставен от участъци с различни наклони.

Наносните конуси на лавините са съставени от сняг, примесен със склонов материал. Скалният материал, натрупващ се в основата на лавинния улей след стопяването на лавинния сняг, образува характерен слабо споен слой - т. нар. лавинен “боклук”. Лавинните наносни конуси са изградени от несортиран скален материал и големи количества органични остатъци – части от дървета, чим и др. Повърхността на конусите е неравна, хълмиста поради неравномерното съдържание на склонов материал в снежните маси.

При придвижването на лавините по равни или слабо наклонени повърхности на долинните дъна понякога се получава разораване на алувия. В резултат на тона се образуват валове. Тяхната височина, в зависимост от дебелината на алувия, е от 10 см до 5 м. Спускащите се по склона лавини понякога изтласкват алувий на противоположния бряг и образуват хълмове с височина 2-3 метра.

Скачащите лавини са улейни лавини, в надлъжния профил на които има отвесни участъци. Морфоложките им признаци слабо се различават от улейните.

Релефообразуващата роля на лавините се определя от техните размери и честотата на падането им. Те от своя страна зависят от размерите на лавиносборните фунии, дължината и наклона на склоновете, количествата на снеговалежите и метеорологичните условия в момента на падане на лавината. Сухият и мокрият сняг в лавините по различен начин въздействат върху склоновата повърхност.

Свлачищни склонове. За разлика от разгледаните вече процеси, при свличането се извършва преместване на монолитна скална маса по склона, при което преобладава хлъзгането по съществуваща или формираща се повърхност или система от повърхности. Свлачищните процеси винаги са хидрогеоложки обусловени. Те възникват когато под водопропускливи скали заляга водоупорен скален пласт, най-често от глини. Особено благоприятно условие е съвпадането на наклона на водоупорния слой с наклона на склона. В този случай водоупорният хоризонт служи за повърхност на хлъзгане. Нарушаването на режима на подземните води издигането на тяхното ниво – може да предизвика свлачища там, където до тогава не е имало. За разлика от масовото придвижване на склоновата покривка при свлачщния процес в движение се въвлича и основната скала. При наличието на способни да се свличат скали и устойчивите скали залягащи над тях или образуващи в тях слоеве се въвличат в движение.

При свличането скалата частично се натрошава и се превръща в безструктурна маса. Натрупаните свлачищни маси в подножията на склоновете се наричат делапсий.

Размерите на свлачищата варират значително – от няколко десетки м³ до стотици хиляди м³.

Свлачища са разпространени както в планините /в местата със слабоспоени скали/, така и в равнините – привързани към морските, езерните и речните брегове. Възникват на стръмни склонове, с наклон над 15⁰. При по-малки наклони се образуват рядко.

Свлачищните процеси формират и характерен комплекс от форми на релефа. На мястото от където се хлъзгат скалите остават свлачищни циркуси – чаши със стръмни стени и хаотично нахълмено дъно. Свлачищният циркус е ограничен от стената на скъсване на свлачището /свлачищен откос/. Свлачищният блок в повечето случай се характеризира с обратен наклон на върховата площадка /свлачищна тераса/ към свлачищния склон и стръмен откос към реката, езерото или морето по посока на движението на слачището. В някои случаи, в резултат на деформирането на повърхностните скални слоеве от движещия се свлачищен блок, се образува напорен свлачищен вал. Такива свлачища се наричат детрузивни, когато движението започва в горната част на склона и свличащите се маси придвижват скалите от долната част на склона. За разлика от тях при делапсивните свлачища движението започва в долната част на склона и се предава нагоре и скалните маси свободно пълзят към речното или морското ниво.

Свлачищата от този тип са най-често срещаните. Те се наричат блокови или структурни – преместване на блокове скална маса без съществени изменения на нейната структура. За разлика от тях, при пластичните свлачища се извършва бавно или бързо пластично течение на масите.

Срещат се и други видове свлачища, напр. малки свлачища, обхващащи скален слой с дебелина от 30 см до 1,5 м. Водещ фактор за тяхното образуване е овлажняването на повърхностния слой на слабоспоените склонови материали или само на почвения слой. Тяхното възникване също е в зависимост от наклона на склона / над 15⁰/ и наличието на водоносен хоризонт в основата на слабоспоения слой. В резултат на тези свлачища в основата на склона се натрупва свлечен склонов материал със сложен хълмист микрорелеф.

За определянето на свлачищните склонове много важно значение има изучаването на тяхната морфология. Свидетелство за протичането на склона на свлачищни процеси са появата на безпорядъчна нахълменост по неговата повърхност и в основата му; наличието на терасоподобни площадки, наклонени към склона; пресни стени на скъсване; т. нар. “пияна гора” – наклонени в различни посоки дървета; затворени негативни и други форми, чужди за морския или речния бряг. Трябва да се има предвид, че големите свлачищни тела на склона наподобяват езерни, речни или морски тераси. Това е една от разновидностите на т. нар. псевдотераси. От типичните тераси те се отличават с по-неравен релеф, наклон към склона, неиздържаност по простиране и височина. Една от основните разлики е липсата на речни, езерни или морски наслаги на повърхността на псевдотерасата.

Склонове на отделяне. По начина си на образуване те са близки до блоковите свлачища. Възникват на стръмни склонове – над 15⁰, с голяма относителна височина. Отделянето и прекатурването на големи скални блокове от склоновете е характерно за кристалинните и устойчивите седиментни скали, залягащи върху седиментни скали /глини, мергели, алевролити/, търпящи пластични деформации. Пластичните деформации предизвикват образуването на пукнатини в отгоре лежащите скални слоеве, които все повече се разширяват и задълбочават. Нарастването на пукнатините предизвиква отделянето и раздробяването, в резултат на срутването, на отделилите се блокове. Техните обеми варират от десетки до хиляди кубически метра. С отсядането е свързано и разпространението на “ровове на отсядане” – дълбоки до 20 м и широки до 100 м паралелни на склона пукнатини. Дължината им достига стотици метри, а в план имат прави или начупени очертания.

На земната повърхност преобладават склоновете с наклон до 10⁰. При цялостна оценка на релефообразуващата роля на склоновите процеси се оказва, че главен процес на формирането им е масовото движение на материала, покриващ склоновете, а всички останали - сипейни, свлачищни, делувиални – са само усложнения, възникващи при определени условия на не много големи площи. Процесите на масово движение на склоновата покривка са разнообразни и по своя характер, и по своите скорости. В същото време те са слабо забележими и поради това тяхното значение дълго време е недооценено. В действителност, в геоложки мащаби на времето, късовата покривка е достатъчно подвижна и представлява основен доставчик на материал за другите денудационни агенти и най-вече на водата.

В разреза на склоновата покривка в дълбочина се изменя гранулометричния състав – в долната част намалява участието на ситнозема. Подобно разпределение се запазва по цялата дължина на склона. Но в долната част на склона е по-голяма влажността на материала. В зависимост от гранулометрията и влажността се изменят свойствата на склоновия материал. Сред тях голямо значение има неговата консистенция, т.е. физическото състояние на веществото – способността му да се деформира под влияние на собственото му тегло или допълнително външно натоварване.

Склоновият материал в зависимост от консистенцията бива твърд, пластичен или течен. На консистенцията също оказват влияние формата на частиците (огладени, ръбести), агрегатното състояние на водата (течно или лед), наличието на колоиди в разтворите (тиксотропия) и кристалните връзки. Разрушаването на последните при замръзване и размръзване значително увеличават пластичността или възможността на склоновия материал да тече. Скоростта на движение на склоновия материал зависи най-вече от консистенцията, но същевременно и от дебелината на движещия се слой.

Солифлукционни склонове. Солифлукция е процес, характерен за равнинните и планински територии със сезонно замръзващ повърхностен слой и областите на “вечната замръзналост”. Тя протича само в т. нар. активен слой на сезонно замръзване и размръзване на скалите. Наличието в дълбочина на водоупор – вечнозамръзнал или все още неразмръзнала част от сезонно замръзващ слой, обуславя преовлажняването на размръзналата повърхностна част. В резултат на това почвата придобива течна консистенция и способността да се разтича под формата на тънък слой. Солифлукционно течение на почвите се наблюдава на склонове с наклон над 2-30. Скоростта на придвижване е от мм до см в секунда, като преобладават скоростите от 3 до 10 мм/год. Дебелината на солифлукционните потоци не е голяма – 20 – 60 см. В подножните части на склона, където движението на солифлукционния поток се забавя, дебелината му може да нарастне до над 1 м. В резултат на солифлукционното течение се образуват солифлукционни тераски, езици, фестони. Тяхната ширина достига до няколко десетки метра. Солифлукцията е един от основните източници на склонов материал в речните долини на големите географски ширини.

В умерените ширини пластичното течение на склоновия материал е характерно за силно овлажнените долните части на склоновете и се нарича бавна или покрита солифлукция. В условията на влажните тропици такова движение се нарича тропична солифлукция.

Дефлукционни склонове. Бавно преместване на материала се осъществява и в резултат на пластични деформации. Причините предизвикващи движение, са свързани преди всичкко с измененията на температурата, влажността, замръзването и размръзването. Дефлукцията /defluo лат. – изтичам/ представлява пластично движение във вид на бавно изтласкване на склонов материал под почвено-растителната покривка. Наблюдава се най-вече в областите с хумиден климат. Преместването на материала протича със скорост 0,2-1,0 см/год на склонове с наклон от 8-100 до 350. Дефлукцията е тясно свързана с другите скронови процеси и в частност с крийпа /creep – пълзя/ който възниква в резултата на периодичната промяна на обема на склоновия материал в резултат на темепературните колебания /температурен крийп/ , последователното замръзване и размръзване /криогенен крийп/, набъбването и свиването на глинестата съставки при овлажняване и изсъхване /хигрогенен крийп/, развитието и отмирането на кореновата система на растенията. Крийпа, както и дефлукцията, протича под действието на силата на тежестта.

В полупустинните и пустинните райони сухите чакълести маси , които не са закрепени от растителността, се движат по склона в резултат на изменение на температурата, а от там и на обемите на образуващите го частици. Материала се движи много бавно, няколко милиметра или части от милиметъра в година. Този вид движение се нарича пълзене или десерпция.

В типичният разрез на склон с масово движение на склоновия материал се наблюдават няколко слоя. Най-горният слой обикновено е сух и закрепен от корените на растенията. С изключение на горните части на склона той се движи главно поради това, че лежи върху подвижен слой. Неговата дебелина е около 20-40 см и поради това движещата сила, съставна на силата на тежестта, ту к е недостатъчно голяма за да преодолее вътрешното триене.

Под него се намира подвижния слой. В него скалната маса и влажността нарастват в дълбочина. При достатъчно влага може да придобие течна консистенция.В долната част на слоя има повече груби ръбести косове, което увеличава вътрешното триене и намалява подвижността.

Подвижния слой преминава в слой, в който скалните прослойки и сечащите го жили са извити в горния си край по наклона на склона. Колкото по-дебела е склоновата покривка, толкова по-силно този слой изпитва въздействието на тяхното придвижване. Резултатът на това въздействие е по-голям в зависимост от напукаността на лежащата под него едва започнала да се разрушава скала. Този слой е преходен между подвижния слой и лежащатя под него слой неподвижна скала. Той има различна дебелина – от 1 до 4 м. Пукнатините в него са достатъчно разширени и отделните блокове не са свързани помежду си, макари плътно да прилепват един към длуг. Под него заляга слой, който е в състояние преди разрушанване. В него едва започват ад се усеща влиянието на процесите, действащи на повърхността.

Курумови склонове. Повърхностите, образувани в резултат на струпването на блокове с диаметър от десетки см до 1 м и повече, с незапълнени със ситнозем празнини между блоковете, се наричат куруми. Курумите са широко разпространени в планините. Образуват се в резултат на интензивното протичане на мразовото изветряне. Размерите на първоначалните скални късове зависят от свойствата на скалите. Най-големите блокове /с диаметър над 1 м/ се образуват при разрушаването на интрузивни скали. При изветрянето на ефузивни скали и пясъчници се образуват по-малки късове – с диаметър под 1 м. При изветрянето на шисти възниква чакълест материал. Някои геоморфолози ги поделят на куруми-сипей – възникващи като сипей и развиващи се след това като куруми, и “истински куруми”, подхранващи се отдолу за сметка на разрушаването на постилащата скала. Курумите се срещат и на стръмни – 15-350, и на полегати склонове и на хоризонтални върхови повърхности и планински седловини. Повърхността на курумите е неравна, а отнодсителните превишения зависят от размерите на блоковете. Курумите се придвижват надолу по склона под действието на криогенния крийп.

Делувиални склонове. На делувиалните склонове придвижването на материала се извършва от стичащите се дъждовни или снежни води. Отмиването на почвените и скалните частици се нарича делувиален смив. Той може да се проявява под формата на гъсто преплитащи се и разделящи се струйки или бразди с дълбочина до 10-20 см, които в процеса на развитие могат да преминат в ровини. Тяхната жива сила е много малка, но те са в състояние да извършват огромна работа, отмивайки малките изветрели частици и отлагайки ги в подножията на склоновете. Така те образуват специфичен тип континентални наслаги наричани делувиални или просто делувий /лат. deluо – отмивам/. На склона остават ръбести и огладени чакъли, която понякога се нарича склонов перлувий. Делувият се характеризира с липсата на слоистост или с груба слоистост, паралелна на склона; слаба сортировка на изграждащите го частици; намаляване на размерите на частиците с отдалечаването от склона. В резултат на делувиалния смив се унищожава най-плодородния слой на почвата, който придава сива окраска на делувиалните наслаги.

Интензивността на делувиалния смив зависи от количеството на стичащата вода, скоростта на нейното стичане, наклона, разрушителната дейност на дъждовните капки, дължината на склона, състава на изграждащите го скали, валежния режим, пролетното снеготопене, микрорелефа и характера /наличието или отсъствието на растителност/ на склоновата повърхност.

Количеството на стичащата се вода се определя от площта на водосбора, съотношението на интензивността на валежа или снеготопенето с инфилтрацията и изпарението. При проливни дъждове се инфилтрира и изпарява сравнително малко влага. Колкото по-продължителен и интензивен е дъждът, толкова по-голям е коефициентът на оттока и по-важното – отточния слой. Основният смив се осъществява при редките екстремни валежи. Продължителните обложни валежи имат неголяма интензивност и голяма част от влагата се губи в изпарение и инфилтрация.

Количеството на стичащата се вода се рапределя неравномерно по склона. То е повече в неговата долна част, където и действието на смива е по-продължително. На склоновете с по-голяма дължина (стотици метри) дълбочината на струйките достига до 10 мм и постоянно се наблюдава преминаването им в бразди.

Скоростта на стичане на водата по склона зависи от нейното количество и от наклона. Тъй като в долната част на склона е по-голяма водната маса и скоростта на нейното течение, то тук нараства и ерозионната способност на плоскостния смив. Едновременно с това в долната част нараства мътността на водата и тя е претоварена с по груб материал, който влачи. Това до известна степен намалява интензивността на смива.

Освен ситнозема бавно се пренася и по-едър материал – чакъли. Струйките обтичат изпъкналия над повърхността къс. Създават браздички покрай него и го подкопават от долната страна. Когато дълбочината стане съизмерима с размера на чакъла той се преобръща в нея. Тозе процес се повтаря и каменния къс се премества по склона.

Значително е разрушителното действие и на водните капки. Под техните удари се разбиват почвените агрегати, образувани от прахови и глинести частици, при което ситнозема се разхвърля и с лекота се транспортира от стичащите се струи. Важно е и това, че ударите на дъждовните капки увеличават транспортиращата способност на склоновите потоци с малка дълбочина. При товаа съдържанието на наноси в потока се увеличава 10-25 пъти. При наличието на естествена растителност ударите на капките в много малка степен достигат почвата и не оказват влияние на хода на делувиалния смив.

Свойствата на скалата влияят по различен начин. Лесно се отмиват праховите частици, претъркулват се песъчинките и по-бавно се транспортират чакълите. Основно се преместват праховите частици, докато пясъчните се придвижват по-бавно. Фините глинести частици след увлажняването на почвата се пренасят сравнително лесно. Но в природата те образуват сложни агрегати, а понякога служат като циментиращо вещество. За тяхното разрушаване е необходимо време, по-дълго от продължителността на дъжд, в резултат на който се образува повърхностен отток. Поради това глинестите почви в естествено състояние са устойчиви на плоскостния смив.

Растителността регулира плоскостния смив. Гъстата растителна покрива с плътно зачимяване изключва делувиалния смив. Според някои изследователи на зачимени склонове даже при наклон 30-350 смив почти няма. Делувиалния смив достига значителни стойности в степите, лесотундрата и тундрата в естествени условия.

Най-интензивно делувиалният смив протича на обработваеми територии дори при наклон от 2-30.

Делувият образува в долната част на склоновете, където има тревна растителност, и на речните тераси делувиални шлейфове с дебелина от 1 до 20 м. Натрупването на делувия на шлейфовете става на импулси, след силин дъждове. Характеризира се с еднородност, вертикална цепителност, порестост 30-35%, слабо забележима слоистост, карбонатност и наличието на погребани почви.

Развитие на склоновете

Склоновите процеси предизвикват снижаване на склоновете, заравняване на релефа, плавен преход от едни форми или елементи на релефа към други. Ако дадена територия от земната повърхност се намира дълго време в състояние на тектонски покой, заравняването на по-рано образуваните ендогенни или икзогенни склонове от денудацията ще предизвика “изяждането” на междудолинните /вододелните/ пространства и образуването на невисока, вълниста равнина, която Дейвис нарича пенеплен.

Развитието на склоновете и образуването на денудационни заравнени повърхности може да протича и по пътя на паралелното отстъпване на склоновете на самите себе си. Този процесе се нарича педипленизация, а образуваната по този начин денудационна равнина – педиплен.

Най-простата форма на педипленизацията е образуването на педимент – полегата площадка /3-50/, в основната скала в подножието на отстъпващия склон. Наклонът на площадката е обусловен от особеностите на образуване на педимента. На всеки момент от отстъпването на склона неговото подножие е защитено от шлейф от скллонови наслаги. На всеки момент от отстъпването на склона остава все по-малка част от него, която може да продължава да отстъпва паралелно сама на себе си. Едновременно с това с отстъпването на склона става и постепенното отстраняване на материалите от шлейфа. В резултат на това основната скала в подножието на склона постепенно се оголва. И така в хода на описания процес са образува наклонена заравнена повърхност, прилежящя към склоновото подножие, т.е. педимент. Образуването на система от педименти във вид на “предпланински стъпала” за пръв път е описано от В. Пенк, а в равнините – от Л. Кинг.

Л. Кинг, който има много голям принос за изучаването на процесите и резултатите от педипленизацията, счита, че най-благоприятен за образуването на педиплени е полупустинния климат. В условията на полупустините главни фактори за образуването на педиплени според него са отстраняването на материала при проливните дъждове и интензивното физическо изветряне и гравитационните процеси – срутища, сипеи.

Башенина и Пиотровски, като цяло споделяйки възгледите на Кинг, отбелязват обаче, че педипленизация както и пенепленизация съ възможни и в други климатични зони, но във всяка от тях тези процеси имат своите особености.

Оптимални условия за образуването на пенеплени има на платформите със спокоен тектонски режим и умерен хумиден климат. В условията на по континентален умерен климат развитиеито на склоновете протича по типа на педиментите главно под действието на дефлукцията и солифлукцията.

В условията на ариден полупустинен климат развитието на склоновете първоначално протича предимно по пътя на отстъпване на склоновете и формирането на педименти и остатъчни планини. Последните изобщо са характерни за областите на педипленизация, при което не винаги остатъчните, или островни планини са свързани с препарировката на по-устойчиви скали. Същността на процеса педипленинзация обуславя неизбежното им образуване дори при еднороден геоложки строеж.

В процеса на развитие на педиментите в полупустинните области започва да оказва влияние сухотата на климата: реките и временните потоци поради малките валежни количества не са в състояние да изнасят постъпващия от склоновете материал. Речните долини и големите понижения се запълват с наслаги, образуват се обширни и дебели склонови наслаги, над които се издигат отделни остатъчни възвишения.

В пустините също и дори в по-голяма степен главен процес на заравняване е педипленизацията. Първоначално се образуват педименти, обикновено с по-голям наклон, отколкото педиментите в хумуидните области. Педиментите се сливат, образува се педиплен усложнен от остатъчни планини със стръмни склонове. При рязко изразена сухота на климата, а също при благоприятни геоложки условия се образуват огромни натрупвания на груб късов материал, под който са погребани педиментите. Образуват се т.нар. каменни пустини, много ярко представени в Сахара, Либийската пустиня, Западна Австралия и Големия басейн в западните САЩ.

Във влажните тропици, където е широко развита тропическата солифлукция, снижаването и постепенното заравняване на релефа става едновременно и по начина на пенепленизацията, и по начина на педипленизацията. Огромното количество влага преувлажнява почвата, представен на големи пространства от глинести продукти от латеритен тип изветряне. Преувлажнените маси пълзят надолу по склона. Това води до оттичане на горните части на склоновете, резултат на което е общото снижаване на релефа – пенепленизация. Едновременно на стръмните склонове протича педепленизация. Башенина отбелязва, че при това важна роля играе преувлажняването на основата на склона в сравнени с по-горните участъци, което създава ефекта на подкопаване на склона.Нарушаването на равновесието в долната част се предава след това на по-високите му части. В такива условия склоновете отстъпват много бързо. Островнвите планини, много характеррни за тропичните денудационни равнини, във влажните тропици не са задължително реликтони форми. Напротив, островните планини и педиплените във влажните тропици в повечето случаи са съвременни, активно формиращи се образувания.

В условията на арктичен и субарктичен климат главен механизъм на образуване на денудационни равнини вероятно е педипленизацията. Мразовото изветряне и солифлукцията, а също и нивалните процеси обуславят бързо отстъпване насклоновете, образуване на педименти, а след това в резултат на сливането им и педиплен. Резултат от педипленизацията във високите планини на Арктика и Субарктика са терасни площадки в скалите, често образуващи концентрични системи по склоновете.

Денудационен базис за такива тераси служат обикновено склоновите пречупки от по-стръмен към по-полегат участък. Тук се създават условия за натрупване на сняг, което благоприятства интензивното протичане на мразово изветряне, нивалните и солифлукционните процеси.

В резултат на това за образуването на педиплени най-благоприятни са областите с резки климатични контрасти – пустини и полупустини, арктичната и субарктичната зона, също и областите от умерената зона с рязък континентален климат. В областите на влажен умерен климат, хумидните области на тропичната зона заравняването става при приблизително равно участие на пенепленизацията и педипленизацията.

Образуването на педименти, педиплени и пенеплени е възможно само в условията на низходящо развитие на релефа, т.е. в условията на преобладаване на екзогенните процеси над ендогенните.

При това се извършва общо намаляване на относителните височини и заравняване на склоновете. При възходящо развитие на релефа, т.е. при преобладавен на ендогенните над екзогенните процеси, склоновето отново стават по-стръмни, а образуваните заравнени повърхности изпитват издигане и в течение на някакво време, продължителността на което се определя от площта на заравнената повърхност и интензивността на денудационните процеси, могат да се съхраняват като реликтни форми на релефа.

При многократна смяна на етапите на низходящо и възходящо развитие на релефа в планините се образуват редица от денудационни нива, разполагащи се под формата на стъпала или етажи на различна височина. Те са получили наименованието заравнени повърхнини. Всяка отделна заравнена повърхност може да се окаже не само издигната но и деформирана в резултат на тектонските процеси. В платформените райони такива деформации са по-рядко и заравнените новърхнини могат да запазват своето хипсометрично положение за дълъг период от време. Така на Бразилския щит и на Африканската платформа Кинг отделя пет етажа от заравнени повърхнини, всяка от които заема значителни площи и се намира в рамките на тези площи на близки абсолютни височини.