На різних типах схилів по-різному протікають рельєфотворчі процеси, що зумовлюють і морфологічне розмаїття схилів. За сучасними уявленнями, головними факторами денудації, особливо у гірських районах, виступають обвальні, осипні та лавинні схили.

Обвальні схили. Обвалом називають відокремлення великих брил від основної маси грунту і наступне їх переміщення вниз по схилу. Утворенню обвалів передує утворення тріщини (частіше - системи тріщин) у монолітному тілі крутосхилу. Морфологічними наслідками обвалів є стінки зриву у верхній частині (на схилах крутизною 30-40°) та ніші (на більш крутих схилах). Значні обвальні маси розпадаються на безліч уламків різних розмірів, які, рухаючись до підніжжя під дією сил гравітації, інтенсивно руйнують схил, утворюючи на ньому виразні заглибини (відомий випадок в Альпах, коли під час обвалу кам'яний "потік" залишив на схилі борозну глибиною 6-10 м при ширині до 10-20 м). Саме подібні заглибини разом із стінками зриву та нішами ста­новлять основу мікро- і нанарельєфу обвальних схилів. Акумулятивна частина обвальних схилів характеризується хаотичним горбистим рельєфом з висотою окремих горбів до 25-30 м.

Поширюючись переважно в горах, обвали часто повністю перекривають дно вузьких ущелин, утворюючи велетенські загати, за якими формуються озера (Сарезьке на Памірі, Іссик у Заілійському Алатау, Ріца на Кавказі та ін.). В окремих випадках об'єм обвального матеріалу сягає кількох кубокілометрів (один з обвалів у Альпах зніс зі схилу близько 15 км³ грунту, покривши уламками площу 49 км²). Проте найбільше поширення у горах мають порівняно невеликі обва­ли (з розмірами окремих уламків до 1 м³), які називають каменепадами.

Осипи найчастіше пов'язуються з фізичним вивітрюванням і особливо поширені на схилах, складених мергелями та глинистими сланцями. Класичними формами рельєфу осипу виступають осипні схили, осипний лоток та конус осипу. Власне осипний схил являє собою відслонення ко­рінної породи, що підлягає фізичному вивітрюванню. Продукти вивітрювання (щебінь, жорства), переміщуючись униз по схилу, "виорюють" у ньому своєрідні жолоби - осипні лотки (глибина 1-2 м, ширина до 5-10 м). Зливаючись у нижній частині схилу, такі лотки формують більш круп­ні заглибини, а талі та дощові води ще більше заглиблюють осипні жолоби, надаючи своєрідного  вигляду всьому осипному схилу. Рух уламків на схилі триває до того часу, поки похил поверхні осипу не стане меншим від кута природного укосу. З цього моменту починається акумуляція уламків, формується конус осипу. Зливаючись один з одним, осипні конуси утворюють у нижній частині схилу та біля його підніжжя суцільний шлейф грубо уламкового осипного ма­теріалу, який іменують колювієм (від лат. - "нагромадження").

В Україні обвально-осипні форми рельєфу поширені у найвищій і найбільш розчленованій ерозією частині Карпат (Горгани, Свидовець, Чорногора, Полонинський хребет) та на південних схилах Головного пасма Кримських гір (підніжжя Ай-Петрі поблизу Алупки, мис Ай-Тюдор, масив Демерджі, Карадаг тощо).

Лавинні схили утворюються ковзаючими та обвальними масами снігу, особливо характер­ними для гір з постійним сніговим покривом. Розрізняють три головних типи лавин - осови (снігова маса сповзає широким фронтом, не утворюючи єдиного русла, і охоплює поверхневий шар снігу товщиною до 0,3-0,4 м), лоткові лавини (рухаються періодично по чітко зафіксованих "руслах", часто підготовлених тимчасовими водотоками; мають виразні снігозбірні лійки, сфор­мовані у колишніх карах; лавинні лотки - добре помітні на місцевості коритоподібні зниження, лавинні конуси виносу - снігові маси, перемішані з уламками, знесеними лавиною зі схилу) та стрибаючі лавини, що являють собою різновид лоткових лавин з різкими зламами поздовжніх профілів лавинного схилу.

Масштаби, частота лавин, а відтак і їх геоморфологічна роль, залежать від багатьох фак­торів - від розмірів снігозбірної площі, довжини і крутизни схилу, стану снігового покриву (су­хий чи мокрий сніг), нарешті, від стану погоди в момент формування лавини.

В Україні у сучасних умовах лавинні схили формуються в окремих частинах Карпат (Чорногора, Свидовець) та Гірського Криму (Бабуган-Яйла, Демерджі-Яйла).

Зсувні схили відрізняються від описаних вище тим, що при зсуві відбувається переміщення монолітного блоку порід. Іншою особливістю є гідрогеологічна зумовленість зсувів - найчастіше вони виникають в умовах, коли водопроникні пласти (водоносні горизонти) підстеляються во­дотривкими породами (частіше за все - глинами), особливо якщо падіння водотривких порід співпадає з напрямком падіння схилу. За таких умов водотривкий горизонт стає своєрідною поверхнею ковзання, по якій і відбувається переміщення мас грунту.

Зсувами формується особливий комплекс форм рельє­фу, головними елементами якого являються: зсувний цирк, обмежений стінкою відриву; зсувний блок., обмежений похилою зсувною терасою та крутим укосом у напрямку падіння схилу; часто біля підніжжя схилу формується напірний зсувний вал, що являє собою дефор­мовані під тиском зсувної маси корінні породи схилу.

В залежності від умов формування і морфологічних особливостей виділяють різні типи зсувів: детрузивні (штовхаючі), що починаються у верхній частині схилу; деляпсивні (сповзаючі), які утворюються у нижній частиш схилу; зсуви-оплявини тощо.

Зсувні явища в Україні є одним з найпоширеніших (після площинного змиву) видів схилових процесів. Крім гірських районів Карпат і Криму, зсуви поширені на окре­мих ділянках крутосхилів річкових долин (особливо на правому березі Дніпра від Києва до Черкас, лівобережжі Росі, у долинах Ворскли, Псла, Сули, Сіверського Дінця та цілого ряду інших річок).

Серед інших геоморфологічних типів схилів згадаємо описані нами вище делювіальні схили, ще раз підкреслив­ши їх виняткове поширення і домінування в умовах помірних широт.

 Зональність, вік та розвиток схилів. З наведеного витікає, що активність і спрямування схилових процесів залежать від бага­тьох передумов, серед яких найголовнішими можна вважати: похил первинного схилу, потужність та механічний склад схилових відкладів, режим зволоження. Отже, провідну роль у формуванні схилів відіграють процеси вивітрювання, характер і режим атмосферних опадів. А оскільки і вивітрювання, і розподіл опадів мають зональний характер, справедливим можна було б вважати і твердження про зональність схилів. В той же час інші фактори, від яких залежить утворення схилів (наприклад, геологічні, гідрогеологічні), є інтразональними, тобто такими, що не знахо­дять відображення у природній зональності. Не дивлячись на те, що ці фактори проявляються на порівняно обмежених площах (на відслоненнях певних порід", при неглибокому схиловому заляганні підземних водоносних горизонтів тощо), вже сам факт існування інтразональності окремих схилоформуючих факторів не дає права обгрунтовано підтверджувати зональний розподіл схилів.

В зв'язку з цим більш науково виправданим є підхід до оцінки розміщення схилів, запропо­нований Ю.Симоновим, який поділяє схили на регіональні, тобто такі, що простежуються на значних територіях - регіонах (наприклад, делювіальні), та локальні, що мають обмежене по­ширення (обвальні, осипні, лавинні тощо).

Визначення віку схилів являє собою чи не найскладнішу задачу геоморфологічного аналізу. Особливо це стосується денудаційних схилів, оскільки вік акумулятивних схилів з тією чи ін­шою надійністю може бути визначений одним з описаних нами раніше методів. Не вдаючись у деталі проблеми, підкреслимо, що при визначенні віку денудаційних схилів най­частіше користуються методом корелятвих відкладів, тобто співставленням часу розвитку руйнів­них процесів на схилі з віком акумулятивних форм, утворених при цьому руйнуванні.

Другим поширеним методом визначення віку денудаційних форм рельєфу (серед них і схи­лів) є порівняльний метод: вік визначається за співставленням з відкладами та формами рельє­фу, час утворення яких відомий. Наприклад, можна стверджувати, що схили річкових долин Західного Полісся утворилися у післядніпровський час, оскільки ці долини врізані у поверхні межиріч, складених відкладами дніпровського льодовика. На ділянках річкових долин, де збе­реглися терасові комплекси, вік окремих схилів може бути уточнений. Так, якщо в долині збе­реглася перша надзаплавна тераса пізньочетвертинного (валдайського) віку, то схил, що веде від майданчика тераси до заплави, має більш молодий (пізньоплейстоценово-голоценовий) вік, оскільки рівень заплави формувався вже протягом голоцену.

Незалежно від типу і особливостей схилів, основним напрямком діяльності схилових процесів є денудація, тобто загальне руйнування схилу. Якщо будь-яка ділянка земної поверхні протягом тривалого часу перебуває у стані тектонічного спокою, то розвиток агентів схилової денудації (при обов'язковій участі процесів вивітрювання) призводить до виположування межиріч (водо­дільних просторів) і поступового перетворення розчленованої ділянки земної поверхні на невисоку, слабохвилясту рівнину, яку В.Девіс свого часу назвав пенепленом. Дійсно, як показали пізніші дослідження, утворення вирівняних поверхонь за рахунок пенепленизації (руйнування зверху) достатньо поширене у природі.

Проте не менш часто зустрічається й інший тип розвитку схилів та формування денудаційних поверхонь вирівнювання, при якому схили руйнуються не зверху, а відступають паралельно самим до себе, поступово знижуючи і вирівнюючи межиріччя.

Сформована таким шляхом денудаційна рівнина називається педіпленом. Найпростішою формою  педіпленизації є утворення по­хилої (3-4⁰) рівнини біля підніжжя відступаючого схилу –  педімента, загальна рівнинність якого часто порушується підняттями залишкових гір.

Процеси пенепленизації та педіпленизації у різних співвідношеннях проявляються у всіх без винятку природних зонах. Проте слід мати на увазі, що утворення поверхонь вирівнювання (педіментів, педіпленів, пенепленів) можливе лише за умови низхідного розвитку рельєфу, тобто при загальній перевазі екзогенних процесів над ендогенними. В разі переважання ендогенних процесів над         екзогенними, тобто при висхідному розвитку рельєфу, схили стають більш крутими, а утворені раніше поверхні вирівнювання можуть бути підняті  на новий гіпсометричний рівень (вони простежуються лише фрагментарно, за залишками вирівнених ділянок на реліктових формах рельєфу). Завдяки неодноразовій зміні висхідних та низхідних етапів розвитку рельєфу, особливо помітній у гірських країнах, може утворитися кілька ярусів таких денудаційних рівнів, які у вигляді велетенських сходинок лежать на різних висотах. Са­ме такі ділянки, що фіксують зміни умов рельєфотворення у часі, називають поверхнями вирівню­вання. Не дивлячись на назву, поверхня цих денудаційних рівнів може бути деформована на­ступними складчастими або розривними тектонічними рухами (наприклад, середньопліоценова поверхня вирівнювання у центральних частинах Великого Кавказу лежить на висотах близько 1000 м, знижуючись на периферії гір до 300 - 400 м). Менш чітко простежуються такі поверхні вирівнювання на тектонічно спокійних платформених територіях, хоч, наприклад, на Бразильській та Африканській платформах виділяється принаймні п'ять ярусів подібних денудаційних рівнів.

Літературні джерела

1.      Жуков М. М. Основы геологии. – М., 1961.

2.      Коротун І. М. Прикладна геоморфологія. – Рівне, 1996

3.      Свинко Й. М. Геологія. – К.: Либідь, 2003

4.      Щукин И. С. Общая геоморфология. Том 1. – М.: МГУ, 1964.