По степени площадного распространения многолетнемерзлых пород (ММП) выделено пять провинций: а) сплошного распространения (более 90% общей площади при мощности ММП более 100 м); б) прерывистого (60-90%, при мощности до 80-100 м); в) островного (30-60%, при мощности 30-80 м); г) редкоостровного и спорадического (до 30%, при мощности до 30 м); д) без ММП.

Почворазрушающие процессы, по причинам их обусловливающим, разделены на группы: 1) определяемые влиянием ММП - это морозное растрескивание грунтов с образованием трещин и полигонов, современный термокарст, солифлюкция, раннеголоценовый (реликтовый) термокарст, приведший к формированию бугристо-западинного рельефа; 2) растворение карбонатных и гипсоносных пород - карст; 3) сползание по смоченному глинистому основанию крупных блоков плотных пород по берегам рек и водохранилищ - оползни; 4) нарушения земной поверхности при горнодобывающих работах - карьеры, отвалы, терриконы и т.д.

Морозное растрескивание грунтов с образованием трещин и полигонов отмечается в малоснежных (до 20-30 см) лесостепных и таежных районах Приангарья, Предсаянья и Прибайкалья на разных элементах рельефа, сложенных супесчано-суглинистыми отложениями. Здесь активно проявляются процессы мерзлотного трещинообразования, обусловливающие формирование полигонального микрорельефа. Форма и размеры полигонов зависят от литологического состава грунтов, рельефа, характера растительности и др. Крупные полигоны имеют обычно четырехугольную форму, мелкие - многоугольную. Размеры полигонов в плане составляют 0,5х1 и 1х1,5 м, иногда до 2х3 и 3х4 м.

Ширина трещин на поверхности до 5-10 см, глубина - 1,5-2 м. Полость трещин из-за многократного растрескивания и затекания в них разжиженного грунта (с поверх-ности и со стенок) постепенно замещается массой, обогащенной слабо разложившимся органическим материалом. Грунт жилы переувлажнен и при промерзании подвержен большому пучению. Почвогрунты на участках полигонального рельефа имеют слабую противоэрозионную устойчивость (Лещиков, 1978).

Современный термокарст на юге области проявляется (особенно широко в долине р. Киренги, на Кудино-Ленском междуречье) в районах островного распространения многолетнемерзлых пород (в долинах рек, падей, у подножия северных склонов, на заболоченных участках). Неустойчивое термическое состояние условий теплообмена в сезонно-талом слое и в верхних горизонтах многолетнемерзлых пород способствует развитию термокарстовых явлений в сильнольдистых супесчано-суглинистых отложениях (преимущественно озерных, аллювиальных, болотных). В нарушении указанного теплообмена, помимо естественных причин, существенное влияние оказывает хозяйственная деятельность человека (вырубка лесов, лесные пожары, распашка земель, мелиоративные работы и т.д. ).

В развитии термокарста и связанных с ним форм рельефа наблюдается стадийность (Лещиков, 1978): на земной поверхности появляются небольшие понижения (воронки, блюдца, ложбины); по мере деградации многолетней мерзлоты происходит увеличение (по площади и глубине) термокарстовых форм и заполнение их водой; в результате интенсивного вытаивания грунтового льда, обусловливающего резкую просадку грунта, формируются термокарстовые озера круглой и овальной формы, их размеры - от 1,5 до 50 м, иногда до 100 м и более, глубина до 1,5 и более м; процесс протаивания мерзлых грунтов стабилизируется; озера начинают высыхать, на их месте появляются кочкарник, заболоченные участки с понижениями и мочажинами.

Солифлюкция с образованием натечных террас, оплывин - одна из форм смещения оттаивающих почвогрунтов по пологому склону. Плоскостью скольжения обычно служат не полностью оттаявшие сезоннопромерзающие грунты или поверхность многолетнемерзлых пород. На территории области встречаются как реликтовые, так и современные солифлюкционные формы. В Приангарье современная солифлюкция проявляется в таежных районах с медленным протаиванием почвогрунтов, подстилаемых многолетней мерзлотой. Здесь этот процесс развит преимущественно на склонах северной экспозиции, в выемках дорог, сложенных глинистыми, пылевато-суглинистыми грунтами. Солифлюкционные борозды, гряды, валы, языки, натеки по размерам являются формами микрорельефа. При значительной увлажненности почвогрунта течение его может начинаться при самых минимальных уклонах (1-2°). Ширина оползаемого грунта (в глубь склона) в зависимости от степени увлажненности и уклонов местности может достигать нескольких сот метров. Движение оттаявшего переувлажненного грунта происходит в виде сплывин и оползания слоев мощностью от нескольких сантиметров до 1-2 м, массивами шириной 20-30 м и длиной до 50 м. Скорость движения грунта достигает 80 см в год. Деревья на таких участках начинают наклоняться в разные стороны, сплошность травяного покрова нарушается. Время наиболее активного проявления солифлюкции - весна и начало лета (Лещиков, 1978).

В горах Прибайкалья и на Байкало-Патомском нагорье среди склоновых процессов солифлюкция преобладает. Здесь она проявляется на пологих склонах разной экспозиции, сложенных разнообразными породами. На склонах крутизной более 20°, со сравнительно большой мощностью рыхлых отложений солифлюкция нередко перерастает в небольшие сплывы и оползни. Минимальная влажность, при которой оттаявший слой может прийти в движение, зависит от гранулометрического грунта и крутизны склона. Так, по материалам исследований (Будз, 1969; Тржцинский, 1969), на склоне крутизной 30-32° оттаявший слой тяжелой супеси был устойчив при весовой влажности до 26-27%. При влажности грунта более 28% оттаявший слой начал течь. На склонах крутизной 20-22° аналогичные грунты приходили в движение при влажности более 70-80%.

Раннеголоценовый (реликтовый) термокарст и формирование бугристо-западинного микрорельефа широко распространены на юге Иркутского амфитеатра на разных элементах рельефа - на водораздельных плоских поверхностях, высоких и средних (свыше 12-15 м) террасах Ангары, Лены и их притоков, склонах падей и распадков под различными растительными ассоциациями (лесными и остепненными) в виде сплошных больших массивов или островков среди "нормальных" почв. Формирование бугристо-западинного микрорельефа (Лещиков, 1978) - следствие широкого развития в прошлом полигонально-жильных льдов, их последующего протаивания (термокарста) и наложившегося суффозионного процесса.

На сельскохозяйственных землях участки с бугристо-западинным рельефом после весенней или зябевой вспашки, когда растительность не маскирует поверхность почвы, имеют вид шахматной доски. Светлые эродированные бугорки на небольших расстояниях чередуются с западинами диаметром до 6-8 м и глубиной от 0,5 до 2 м и более. На бугорках естественная или культурная растительность обычно чахлая, низкорослая, светло-зеленого цвета; в западинах, наоборот, растения более мощные и имеют темно-зеленую окраску.

Аэровизуальные наблюдения, наземные и маршрутные исследования, а также анализ материалов аэросъемки показали, что в Иркутской области до 50%, а на юге Приангарья - до 70-80% пашни расположено на участках с бугристо-западинным рельефом. Эрозионные процессы на таких площадях отличаются специфическими особенностями. Так, после распашки целинных земель на микроповышениях резко усиливаются (даже на горизонтальных поверхностях) явления плоскостного смыва и дефляции. Процесс разрушения гумусовых горизонтов на буграх и переноса мелкоземистой гумусовой массы в прилегающие понижения усугубляется транспортирующим действием почвообрабатывающих орудий. Со временем в местах, где были бугры, остаются светлоокрашенные пятна малоплодородных подгумусовых горизонтов, в шахматном порядке перемежающихся с темными вкраплениями понижений. На долю светлоокрашенных пятен приходится обычно до 60-80% площади микрокомплексного контура. Соотношение урожая для светлых и темных пятен (Паршиков, 1978) в среднем 1:3,5 (например, 6 и 21 ц/га). Создавшуюся в пределах бугристо-западинного комплекса пестроту почв и различия в их плодородии трудно сгладить существующими агротехническими приемами.

Карст в Иркутской области проявляется почти повсеместно. По степени закарстованности Г.П. Вологодский и М.В. Нечаева (1969) выделяют здесь четыре градации: территории с весьма сильным, сильным, слабым и спорадическим проявлением карста.

Весьма сильная закарстованность отмечается в Южном Приангарье (Балаганск, Тыреть, Усолье-Сибирское, Оса), где распространены карбонатные загипсованные породы ангарской свиты верхнего кембрия. На земной поверхности карст выражен воронками, суходолами, озерами, родниками. С карстом связано образование некоторых типов бугристо-западинного рельефа, рвов отседания. Глубина карстовых воронок, располагающихся либо хаотически, либо линейно (вдоль тектонических трещин), варьирует от нескольких метров до 25, ширина - от 5-10 до 200 м. Воронки встречаются на различных элементах рельефа - по долинам рек, падей, их склонам, водораздельным поверхностям. Воды источников и рек в районе карбонатно-сульфатного карста характеризуются повышенной минерализованностью (до 2-5 г/л) сульфатного состава.

Сильные проявления карста наблюдаются в карбонатных породах ленского яруса нижнего кембрия, слагающих узкую полосу (30-70 км) вдоль подножий Восточного Саяна, Западного Прибайкалья и северной части Байкало-Патомского нагорья. Четвертичный карст проявляется в образовании воронок, пещер, понор, суходолов, карстовых родников.

Слабые проявления карста характерны для карбонатных пород, слагающих отроги Восточного Саяна (бассейны Бирюсы, Уды и Ии), западные склоны Приморского и Байкальского хребтов, северные окраины Витимо-Патомского нагорья. Современные немногочисленные проявления карста представлены одиночными мелкими воронками, редкими суходолами, малодебитными карстовыми родниками со слабоминерализованными водами гидрокарбонатного состава.

Спорадические проявления карста характерны для карбонатных пород, развитых в центральной и северной частях Иркутского амфитеатра, в Восточном Саяне и Байкало-Патомском нагорье.

Оползни на территории области наиболее ярко проявляются в местах распространения карбонатно-глинистых отложений верхнеленской свиты верхнего кембрия (долины рек Ангары, Оки, Илима, Лены, Катанги). Оползни в песчано-глинистых породах ордовика отмечены в долинах Ангары, Оки, иногда Илима. В отложениях силура они встречаются реже (долина Ангары ниже Ершовских порогов). Оползни, связанные с отложениями юры, отмечены в долинах Ангары (в окрестностях г. Иркутска), Иркута и Белой (Демьянович, 1976). Оползни образуются в местах, где трещиноватые скальные породы имеют форму пласта и залегают на пластичных и глинисто-мергелистых отложениях, а также там, где на склонах оползневого массива происходит пластовая разгрузка подземных вод (Тржицинский, 1969). Развитие оползня определяется большим числом факторов. Например, особенностью рельефа: высота и крутизна эрозионных уступов, отсутствие у их подножий аккумулятивных террас, играющих роль упора; наличием в массивах горных пород тектонических трещин, способствующих отделению блоков от коренного массива. Так, в породах усть-кутской свиты ордовика, отмечает Ю.Б. Тржицинский (1969), образование оползневых рвов начинает проявляться на склонах высотой 25-30 м, а в траппах - лишь при высоте 60 м и более. Высота 20 м является минимальной, при которой возможно зарождение оползня. Устойчивость склона определяется его крутизной. Наиболее часто оползни развиваются при уклонах более 28° ; при уклонах 13-28° отмечены единичные случаи их проявления. Склоны крутизной менее 13° оползневым деформациям не подвержены. Формирование надпойменных террас способствует замедлению и прекращению оползневых процессов.

В отложениях верхнего кембрия протяженность оползней вдоль склона обычно около 1,5 км, в глубь склона - 100-150 м. Здесь на расстоянии 10-30 м один от другого образуются 3-4 параллельных ряда рвов глубиной 1-5 м, шириной 2-5 м. В местах пересечения рвов (трещин) возникает особый вид сильнорассеченного микрорельефа, представляющего собой блоки (до 15х20 м), разделенные углублениями и обычно отклоненные в сторону долины.

В тех случаях, когда кровля глинистых пород, подстилающих жесткие породы, приподнята над местным базисом эрозии на высоту более 10-15 м, наряду с пластическим течением при оползневых процессах проявляются и сдвиговые деформации. Такое сочетание условий определяет образование оползневых ступеней с запрокидыванием блоков в глубину склона под углом до 25-33° . На оползневом склоне образуется 4-5 ступеней шириной до 30-50 м, разделенных глубокими рвами. Протяженность оползня вдоль склона обычно до 0,8-1 км, вглубь его - до нескольких километров, особенно в трапповых массивах (Тржицинский, 1969).

На юге Сибирской платформы оползневый процесс участвует в формировании склонов речных долин с нижнего плейстоцена до настоящего времени, затихая в ледниковые эпохи и активизируясь в межледниковья. Наибольшая активность таких процессов, в связи с повышенной обводненностью пород, была в начале голоцена. Ко времени начала строительства каскада Ангарских ГЭС многие оползни в бассейне Ангары стабилизировались. Так, по данным Ю.Б. Тржицинского (1969), скорость оползневых смещений блоков в отложениях верхнего кембрия в настоящее время не превышает 1-3 мм в год, а в породах верхнего карбона - не более 0,2 мм в год. Создание водохранилищ вызвало активизацию оползневого процесса. Движение блоков при оползнях здесь сопровождается образованием трещин, лесными завалами и разрывами деревьев. Деформации земной поверхности имеют протяженность вдоль склона 100-1200 м, в глубь массива - 80-150 м (Пальшин, 1963; Тржицинский, 1969; Демьянович, 1976).

Земли, нарушенные горнодобывающей промышленностью. На территории области производится добыча большого числа рудных и нерудных полезных ископаемых (золото, редкометалльные и железные руды, уголь, мрамор, гипс, слюды, сырье для производства строительных материалов и т.д.). Площадь земель, нарушенных при их добыче, достигает (на 1 января 1989 г.) почти 39 тыс. га (Природ. ресурсы ..., 1989). Наиболее существенные площадные нарушения отмечаются при добыче золота, угля, железных руд.

Литература

1. Будз М.Д. Условия формирования селей в Прибайкалье // Оползни, сели, термокарст в Восточной Сибири и их инженерно-геологическое значение. - М.: Наука, 1969.

2. Вологодский Г.П., Нечаева М.В. Карст // Гидрогеология СССР. - М., 1969, Т.19.

3. Демьянович Н.И. Оползни на юге Сибирской платформы // Прогноз оползней на Ангарских водохранилищах. - Новосибирск: Наука, Сиб. отд-ние, 1976.

4. Демьянович Н.И. Прогноз оползней на Ангарских водохранилищах. - Новосибирск: Наука, Сиб. отд-ние, 1976.

5. Лещиков Ф.Н. Мерзлые породы Приангарья и Прибайкалья. - Новосибирск: Наука, Сиб. отд-ние, 1978.

6. Пальшин Г.Б. Оползни // Братское водохранилище. Инженерная геология территории. - М.: Изд-во АН СССР, 1963.

7. Природные ресурсы и охрана окружающей среды (статистический бюллетень за 1989 г.). - Иркутск, 1989.

8. Тржицинский Ю.Б. Оползни в долинах Илима и Ангары // Оползни, сели, термокарст в Восточной Сибири и их инженерно-геологическое значение. - М.: Наука, 1969.