CC BY
62
Вестник Томского государственного университета. 2013. № 371. С. 171-177
УДК 551.435
О. И. Баженова
СОВРЕМЕННАЯ ДИНАМИКА ОЗЕРНО-ФЛЮВИАЛЬНЫХ СИСТЕМ ОНОН-ТОРЕЙСКОЙ ВЫСОКОЙ РАВНИНЫ (ЮЖНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)
Раскрываются механизмы современного функционирования озерно-флювиальных систем в зоне сочленения бассейна Верхнего Амура с областью внутреннего стока Центральной Азии. Установлены внутривековые циклы переформирования рельефа, которые включают динамические фазы с различным механизмом, направлением, дальностью и интенсивностью перемещения вещества. Фазы последовательно сменяют друг друга во времени и составляют инвариант функционирования систем. В нормальную зональную фазу отмечается ближний транспорт вещества, в результате которого происходит интеграция вещества в системах. В экстремально влажную трансгрессивную фазу преобладает дальний флювиальный транспорт вещества в бассейн Верхнего Амура. В годы экстремально низкого увлажнения господствуют эоловые процессы высокой интенсивности, поставляющие вещество в бессточные районы Монголии. Показаны тенденции расширения бессточных бассейнов.
Ключевые слова: озерные бессточные бассейны; речные долины; транспорт вещества; внутривековые циклы; динамические фазы рельефообразования.
Онон-Торейская равнина - трансграничная территория Забайкальской России и Северо-Восточной Монголии. Она представлена обширным понижением рельефа между южными отрогами Борщовочного хребта на северо-западе и предгорьями Баян-Ула на юго-востоке. В строении равнины участвуют фрагменты аллювиальных, озерных, озерно-аллювиальных и денудационных поверхностей выравнивания, расположенных на высоте 600-800 м. Поверхность осложнена множеством изолированных массивов сильноденудированных низкого-рий. Морфологический облик денудационного рельефа представлен многочисленными останцами, «венчающими» обширные педименты.
Согласно морфоструктурному районированию Забайкалья [1 ] исследуемая территория относится к области внутригорного Агинского бассейна, представленного сочетанием депрессий и прилегающих к нему блоково-глыбовых краевых поднятий, состоящих из системы блоков с различным тектоническим режимом. Блоковое строение территории находит отражение в коленообразном рисунке речной сети (рис. 1) и хорошо выражено в морфологии рельефа. Положение озерных котловин, долин рек и временных водотоков предопределено тектоническими нарушениями, по которым идет разгрузка подземных вод. Здесь проходят трансрегиональный Ононо-Тургинский разлом и несколько крупных региональных разломов. Современные тектонические движения, создавая множество базисов эрозии и денудации, придают определенную автономность, свободу для развития обособленных участков речных долин и отдельных озерных котловин [2]. При этом часто формируются целостные озерно-флювиальные системы, объединенные флювиальными потоками, поставляющими вещество в конечные бессточные озерные бассейны.
Территория отличается значительным своеобразием условий функционирования озерно-флювиальных систем. Район представляет собой экотон. В его пределах сфокусировано несколько переходных зон. Он расположен у южной границы криолитозоны и вдоль северных пределов обширной аридной области Центральной Азии, а также в зоне сочленения бассейна Верхнего Амура с областью внутреннего стока (рис. 1). Это обу-
словливает высокую динамичность озерно-флювиальных систем, частую смену направлений перемещения вещества. Для рассматриваемой территории были характерны неоднократные перестройки гидрографической сети, обусловленные колебаниями климата и тектоническими движениями земной коры. Во время этих перестроек сток рек менял свое направление, возникали и исчезали крупные озерные бассейны [3]. В настоящее время область внутреннего стока представлена системой бессточных бассейнов различного размера, насчитывающих порядка 5 000 малых озер, из них несколько сотен соленых озер расположено на территории России [4]. Самый крупный Улдза-Торейский бессточный бассейн имеет площадь около 31 тыс. км2, площадь озер Зун-Торей и Барун-Торей составляет соответственно 300 и 580 км2. Остальные озера отличаются малыми размерами (рис. 1). Озера объединяются в несколько групп. Среди них выделяются Северо-Цасучейская (минерализация озерных вод варьирует в интервале 1-210 г/л), Южно-Цасучейская (0,3-15 г/л), Торейская (0,416 г/л) и Борзинская (0,4-310 г/л) группы озер [4]. Минерализация подземных вод, питающих озера, составляет 0,2-1,0 г/л.
Крупные реки района - Онон и Борзя - принадлежат бассейну Амура, в пределах равнины они носят транзитный характер. Онон на участке от выхода с гор (хр. Эрмана) до устья Борзи не имеет притоков, много-рукавность его русла указывает на преобладание здесь процессов аккумуляции. Большинство рек отличается повышенной минерализацией воды, составляющей 200-300 мг/л (Ага, Борзя, Турга и др.). Особенно высокая минерализация (до 500 мг/л) характерна для рек бессточных озерных бассейнов (Хила и Улдза).
По данным стационарных наблюдений в районе интенсивен склоновый смыв, обусловленный высоким эрозионным потенциалом ливневых осадков [5, 6]. При этом основная часть смываемого со склонов материала попадает в многочисленные бессточные бассейны малых озер, поэтому средний годовой модуль стока взвешенных наносов транзитных рек невысок, у р. Борзи в 82%, а у Онона в 44 % случаев он не превышает 5 т/км2 в год.
Рис. 1. Структура речной сети и озерных систем в зоне сочленения бассейна Верхнего Амура с Улдза-Торейским бессточным бассейном: 1 - материковый водораздел; 2 - озера с реальными размерами (а) и показанные вне масштаба (б); 3 - границы озерных систем в бассейне Онона;
4 - коленообразные изгибы рек в зонах тектонических нарушений; 5 - дельты рек
В первом приближении степные ландшафты Онон-Торейской равнины следует считать аналогом холодных перигляциальных степей плейстоцена. Это сходство было отмечено Ю.Г. Симоновым, подчеркнувшим специфику современного формирования озерных котловин в Агинской степи [7]. В условиях повышенной аридности и крайней континентальности климата для района свойственны неравномерность хода процессов во времени, частая смена морфодинамических режимов. В функционировании морфодинамических
систем отмечаются внутривековые циклы продолжительностью 27-35 лет, которые контролируются ходом атмосферного увлажнения [6]. При этом относительно влажные и очень холодные периоды чередуются с сухими и относительно теплыми. Циклы выделяются по изменению стока рек и колебанию уровней озер, представляющих естественную разностную интегральную кривую изменения увлажнения территории степного Забайкалья и сопредельных районов Монголии и Китая [8].
Особенно хорошо цикличность проявляется в многолетних изменениях уровня крупнейших водоемов района - бессточного озера Барун-Торей и периодически сточного озера Далайнор (рис. 2). В 19621963 гг. озера имели максимальное наполнение. В последующие годы происходило снижение их уровня, достигшее минимума в 1982 г. Затем началось наполнение озерных котловин. В Барун-Торее уровень повышался до 1998 г. Наполнение Далайнора
произошло в течение четырех лет, и впоследствии его уровень колебался до 1999 г. вблизи максимальных отметок. Далее на обоих озерах начался спад уровня, который продолжался до конца первого десятилетия XXI в. На Барун-Торее спад завершился практически полным высыханием котловины озера. Сравнение графиков хода уровня озер с интегральной разностной кривой стока р. Шилки показывает их большое сходство (см. рис. 2).
Рис. 2. Смена динамических фаз функционирования озерных и флювиальных систем Даурии во вторую половину XX в. на фоне изменений уровней воды оз. Барун-Торей (1), оз. Далайнор (2) и интегральной разностной кривой стока р. Шилки (5) по [8]. Динамические фазы: а - трансгрессивная, б - зональная, в - регрессивная
Маловодным фазам стока реки соответствуют периоды снижения уровня озер, а многоводным фазам -периоды повышения уровня. Согласованность многолетних изменений стока рек, уровней озер и атмосферных осадков дает возможность утверждать, что на всей территории изменения увлажненности происходят циклически и согласованно во времени.
Внутривековой цикл функционирования озерно-флювиальных систем включает три динамические фазы (см. рис. 2). В нормальную зональную наиболее продолжительную фазу, занимающую около 70% времени цикла, происходит интеграция вещества в озерных и речных бассейнах. Динамика рельефа определяется взаимодействием русловых, склоновых, криогенных, эоловых, биогенных и других процессов средней ин-
тенсивности. Средний многолетний модуль стока взвешенных наносов р. Борзи (Борзя) составляет 1,5 т/км2 в год, а модуль эоловой миграции вещества в зональную фазу, по данным стационарных наблюдений, варьирует от 0,3-0,7 до 1-3 т/га в год [5]. При этом вещество перераспределяется между наветренными и подветренными склонами, верхними и нижними элементами склонов. Формирование делювиальных шлейфов идет со скоростью 0,3-0,8 мм/год.
Вынос вещества из систем осуществляется в экстремальные фазы. В экстремально влажные годы (трансгрессивная фаза) уровень озер резко повышается. Высокие уровни Торейских озер наблюдались в 1936-1937, 1941, 1962-1963, 1989-1990 и 1998 гг. По падям происходит сток из малых озер, способствую-
щий выносу вещества в приемные речные или более крупные озерные бассейны. Усиливается делювиальный и пролювиальный снос вещества со склонов и из падей. При этом модуль стока взвешенных наносов р. Борзи повышается в 15 раз по сравнению со средним многолетним. Для фазы характерна активизация овражной эрозии. Овраги особенно развиты в пределах правого борта р. Онон, а также на склонах и в днищах Икэ-Цаган-Норской впадины, котловин То-рейских озер, оз. Батуй, Ару-Торум, Бол. и Мал. Чиндант и многих других. Длина оврагов изменяется от нескольких метров до 250-300, ширина 10-30 м, глубина 2,5-5 м. В результате овражной эрозии происходят расчленение склонов и расширение долин и озерных котловин.
В динамике рельефа в трансгрессивную фазу резко возрастает роль криогенных процессов. При этом увеличивается количество участков пучения и наледеобра-зования, расширяется их площадь. Наледи возникают в днищах сухих падей, где их не было до этого более 1520 лет. Долины многих рек превращаются в сплошные «мерзлотные пояса». В днищах падей активное развитие нивальных и криогенных процессов чаще всего сконцентрировано в краевых частях отрицательных форм рельефа - в зонах вогнутых перегибов, где происходит сочленение коротких крутых коренных склонов с пологими поверхностями различного генезиса. Процессы образуют здесь мерзлотные «забои» - зоны кумуляции энергии рельефообразования, приводящие к отступанию крутых склонов и формированию педи-ментов. Особенно активно такие зоны формируются у подножий склонов южной экспозиции, где часто отмечаются выходы подземных вод. Наблюдается четкая пространственная упорядоченность в распространении процессов криогенного выветривания и сноса вещества. Непосредственно к подножию уступа примыкает снежник (зона нивации), далее вниз по склону ее сменяет зона интенсивного пучения грунта шириной порядка 70-150 м, в которой вертикальные перемещения грунтов, определяющие мощность динамически активного слоя, достигают 7-10 м. Длина цепочек гидролакколитов, вытянутых вдоль подножий уступов, может составлять 1-5 км. Гидролакколиты днищ падей иногда смещаются в пространстве, причем чем теплее год, тем дальше от головки родника располагается бугор. В холодные годы талик сильно промерзает, ширина его уменьшается, при этом гидролакколиты примыкают к источнику. Миграция бугров приводит к значительному переформированию рельефа днищ падей. Плановые смещения положения бугров пучения в разные годы способствуют расширению зон мерзлотных забоев у подножий уступов склонов.
Ниже участков пучения грунта располагается зона формирования наледных полян и активной транспортировки продуктов выветривания. Объем льда в родниково-натечных наледях в юго-западной части района составляет 30-50 тыс. м3, а в северо-восточной иногда превышает 300-600 тыс. м3. При таянии наледей происходят транспортировка продуктов выветривания, накопившегося на поверхности и в теле наледи эолового мелкозема, смыв и размыв почв. Комбинированное воздействие нивации, пучения грунта и наледеобразо-
вания приводит к интенсивному разрушению подножий педиментов.
В руслах Борзи, Аги, Хилы, Турги, Ималки, Шара-сун зимой формируются цепочки наледных бугров, которые приурочены к местам выходов родников. Длина таких участков на р. Борзе более 0,5 км. Нами было изучено строение наледного бугра на р. Борзе в 600 м выше гидропоста г. Борзи в апреле 1977 г. (рис. 3). Бугор вытянут вдоль русла на 70 м, ширина его 15-20 м, а высота в центральной части - 4,5 м. Бугор разбит густой сетью трещин шириной до 50 см, глубиной 70-90 см. Лед в отвесных стенках трещин имеет столбчатую структуру. Длина ледяных игл не превышает 20 см, ширина их 2-3 см. Дно трещин покрыто песком, гравием и мелкой галькой мощностью 2-3 см.
В русле р. Шарасун пучение происходит на всем ее верхнем течении. Ширина русла р. Шарасун от 3 до 10 м. Выделяются два уровня поймы и две надпойменные террасы. Пучение наблюдается в русле и на низкой пойме. Вдоль долины проходит зона тектонического разлома - зона постоянной разгрузки глубинных подземных вод. Выходы подземных вод в верхнем течении реки прослеживаются на значительном расстоянии вдоль левого берега. К таким выходам приурочены наледные бугры высотой 35 м, длиной 70-100, шириной 10-20 м. При разрушении бугров пучения и образовании на их месте термокарстовых просадок в долине р. Шарасун формируются бочаги - расширения русла. При этом русло приобретает четковидную форму.
Развитие наледных бугров приводит к интенсивному переформированию береговых склонов русла на участках, занятых буграми. Склоны приобретают ступенчатый профиль в результате оплывания и отседа-ния блоков грунта по морозобойным трещинам. Выделяются два периода интенсивного разрушения склонов [9]. Первый отмечается при образовании наледных бугров, когда напорная вода проникает в трещины, по которым блоки грунта оползают на наледный бугор. Такие блоки-«отторженцы» вмерзают в бугор. Второй период отмечается весной и летом, когда наледные бугры разрушаются. На поверхности бугров при таянии обнажаются прослои крупнозернистого песка и гравия. Таким образом, образование и разрушение наледных бугров сопровождаются транспортировкой русловых наносов: напорные воды захватывают донные отложения, которые затем вмерзают в тело бугра. Во время разрушения бугров куски льда с вмерзшим в него грунтом переносятся рекой вниз по течению.
Для бортов и днищ озерных ванн характерны активное мерзлотное и солончаковое выветривание, пучение грунта и нивация [7]. На уровне уреза озера возникает мерзлотный забой, который расширяет котловину, создавая приозерные педименты. В озерных котловинах образуются два вида бугров пучения - гидролакколиты и мерзлотные сальзы. Первые связаны с промерзанием всего озерного талика как единой системы, вторые - с неравномерным промерзанием отдельных частей талика, разделенного трещинами усыхания и морозобойными.
Рис. 3. Ледяной бугор пучения в русле р. Борзи (март 1977 г.). Фото автора
Гидролакколиты формируются на северных побережьях озер, имеют овальную форму, высоту 1,5-2,5 м, длину 50-100. Их размеры зависят от количества замерзающей воды, масса которой определяется атмосферными осадками. Гидролакколиты распространены в котловинах озер Барун-Торей, Ике-Цаган-Нор, Багча-Цаган-Нор, Бабай, Ару-Торум, Большой и Малый Чиндант, Илин-Торум, Соном-Нор, Байн-Булак, Мон-гу-Туй, Дусулан-Нор, Бол. Булугунда, Хара-Нур, Бор-зинское и др. Встречается грязевый микровулканизм на пляжах озер и днищах лагун. Мерзлотные сальзы располагаются группами. Их высота не превышает 0,5 м, диаметр - 2,5 м. Поскольку озера, по берегам которых развиваются бугры пучения, горько-соленые, к фронту промерзания подтягивается разжиженный сильноминерализованный грунт - гажа. Следы мерзлотных сальз в виде глинистых пятен, лишенных растительности, прослеживаются на значительных расстояниях от озер и указывают на их прежние уровни. Пучение грунта в озерных котловинах способствует вымораживанию солей на поверхность.
Один из оригинальных механизмов транспортировки вещества в речных долинах и днищах падей в районе связан с взрывами бугров пучения. Очевидцами этих процессов чаще всего бывают местные жители, но также они неоднократно зафиксированы и научными полевыми наблюдениями. Взрывы происходят не только зимой и весной, но и летом. Они отмечаются в руслах, на поймах и террасах рек и озер, близ выходов родников в днищах падей вдоль их северных бортов. Часто взрывы бугров сопровождаются сильным звуком, напоминающим орудийный выстрел, который слышен в радиусе 7-10 км [10-12]. При этом возникают новые формы рельефа, представленные воронками - кратерами взрыва. Диаметр воронок изменяется от
1 до 15-25 м, глубина составляет 2-5 м. Во время взрыва из воронок выбрасывается большой объем льда и грунта. Так, 28 марта 1927 г. во время взрыва налед-ного бугра в долине р. Онон общий объем льдогрунтовой массы, выброшенной взрывом, составил 508 м3 [10]. Самая большая глыба льда с прослоями песка, гравия и галечника имела толщину 2 м, ширину 6-9 и длину 18 м.
27 июля 1938 г. взрывом родникового бугра пучения вблизи д. Бырца были подняты лед, песок и галечник на высоту 8-12 м и отброшены на расстояние 15 м. Фонтан воды высотой 2 м функционировал около
2 часов. В результате взрыва образовалась воронка диаметром 4,5 м и глубиной 4 м [11].
24 мая 1964 г. в 14 часов по местному времени в днище пади Арангот А.Н. Скляревская наблюдала взрыв крупного гидролакколита, который был слышен на расстоянии до 6 км [12]. Гидролакколит, обследованный несколькими днями ранее взрыва, имел размеры 30 х 50 м при высоте 2,5 м. Поверхность его была ровной, слабовлажной, покрытой травянистой растительностью. В вершине бугра наблюдалась зияющая трещина длиной 1,75 и шириной 0,2 м. На глубине 0,35 м залегал лед. Во время взрыва из центральной части бугра было выброшено большое количество песчано-дресвяного материала с глыбами льда, размер которых достигал 2 х 1,5 х 0,7 м, образовалась продолгова-
той формы воронка длиной 15, шириной 2-4 и глубиной около 2 м.
20 июля 1964 г. Н.С. Богомолов наблюдал взрыв гидролакколита в долине р. Урейки (левый приток Ак-ши) в 1 км к северо-западу от минерального источника Нижнего Урейского. Ширина основания бугра была 18-20, высота 0,8-1 м. Гидролакколит разорвался с грохотом, после которого последовало шумное извержение громадного количества воды в виде столба размером 3 х 2,5 х 1,7 м с дебитом 12 м3/с, продолжавшееся 15 мин [12]. Непрерывно выбрасываемая вода образовала широкий поток, устремившийся вниз по долине р. Урейки, сметая на своем пути валежник, камни и тонкий ил, размывая в отдельных местах рыхлые отложения, дерн и травянистый растительный покров. Эти примеры демонстрируют значительный вклад взрывов гидролакколитов в транспортировку вещества в озер-но-флювиальных системах южного Забайкалья. Он будет особенно заметным, если учесть, что в геологическом масштабе времени такие взрывы представляют собой обычное рядовое периодически повторяющееся событие.
При снижении осадков до минимума уровень озер резко снижается. Многие озера высыхают. Низкий уровень Торейских озер в XX-XXI столетиях отмечался в 1901-1903 (котловины Торейских озер безводны), 1920-1922 (озера безводны), 1945-1946 (озера безводны), 1951 (низкий уровень Барун-Торея, Зун-Торей высох), 1981-1982 (Барун-Торей высох, уровень Зун-Торея низкий) и в 2009-2011 гг. В регрессивную фазу господствуют эоловые процессы высокой интенсивности. Донные отложения из сухих днищ озерных ванн выносятся ветром в юго-восточном направлении. Объемы выдуваемого вещества чрезвычайно велики. Так, весной 1978 г. в Агинской степи были вынесены донные отложения (соли сульфатно-хлоридного состава и пылевато-песчаные частицы) мощностью 5-35 см со дна оз. Ножий с площади 28,4 км2 [13]. Масса соленосных отложений озера была перенесена в южном и юговосточном направлении, произошло засоление поверхности почвы сельскохозяйственных угодий. Малые реки в аридную фазу распадаются на отдельные бочаги. Глубина русла в межень составляет 10-30, редко 50 см, в бочагах не превышает 1 м. Значительной эоловой переработке подвергаются наветренные бровки береговых уступов рек. На поверхности речных террас получают массовое развитие котловины выдувания, длина которых составляет 20-40 м, глубина чаще всего 50-120 см.
Особенно активны эоловые процессы на правобережье р. Онон, где дефляции подвержена поверхность аккумулятивной песчаной равнины, представляющей собой огромный конус выноса Пра-Онона площадью около 950 км2 с широко распространенным древним эоловым рельефом [1]. Закрепление древнего эолового рельефа способствовало его сохранению до нашего времени. Лучше всего крупногрядовый эоловый рельеф сохранился в пределах сосновых боров. Гряды представляют удлиненные бугры высотой от 0,5 до 10-12 м, ориентированные с СЗ на ЮВ. Крутизна склонов 1220°. Длина гряд от 15-20 до 150-200 м. Вдоль «озерного пояса» развиты мелкогрядовые формы, они моложе
крупно-грядовых форм. Современные формы формируются за счет разрушения ветром древних эоловых форм. Они представлены дюнами высотой 3-5 м, иногда до 8 м, длина чаще всего составляет 15-20 м, но может достигать 30-50 м. Наветренный склон дюн крутой (20-25°), поверхность осложнена ветровой рябью, свидетельствующей об активном поступательном движении дюн с северо-запада на юго-восток. Модуль эоловой миграции вещества в экстремально сухие годы по данным стационарных исследований в отрогах Нерчинского хребта достигает 50-100 т/га в год [5]. В регрессивную аридную фазу под мощным ветровым воздействием находятся денудационные массивы. Известно, что чем больше угол взаимодействия ветрового потока с поверхностью склона, тем более интенсивно эта поверхность разрушается. Поэтому процессы дефляции наветренных склонов приурочены к верхним денудационным элементам, уступам, выпуклым перегибам.
Таким образом, в настоящее время рельеф озерных котловин, долин рек и временных водотоков, а также многочисленных днищ падей отличается интенсивным преобразованием. На региональном уровне Онон-Торейская равнина представляет собой арену действия флювиальных и эоловых литодинамических потоков, выполняющих дальний транспорт вещества в экстремальные динамические фазы рельефообразования.
Флювиальные потоки направлены преимущественно с юго-запада на северо-восток, а эоловые перемещают вещество с северо-запада на юго-восток. В связи с тем что интенсивность эоловой миграции вещества выше, по сравнению с модулем стока взвешенных наносов, очевидно, что в пределах равнины основной поток вещества направлен из бассейна Онона в область внутреннего стока. В периферийной части равнины в пределах сопочного рельефа при благоприятных тектонических условиях наблюдается активное дальнейшее формирование педиментов, которые в большинстве случаев одновозрастны аккумулятивным равнинам верхнеплейстоценового и голоценового возраста [14]. Особенно быстро отступают уступы склонов-педиментов южной экспозиции. В результате процессов педиментации происходят расширение депрессий, расположенных к югу от отрогов Могойтуйского, Бор-щовочного, Борзинского, Нерчинского хребтов и хр. Кукульбей и в целом расширение равнины за счет областей внутреннего стока. Границы отдельных озерных котловин и бессточных озерных бассейнов смещаются в основном в северном направлении. Тенденция расширения Улдза-Торейского бессточного бассейна происходит на фоне отмечающейся аридизации рассматриваемой территории за последние две тысячи лет [8, 15], что следует учитывать в прогнозных оценках изменения рельефа района.
ЛИТЕРАТУРА
1. Воскресенский С.С., Постоленко Г.С., Симонов Ю.Г. Генезис и строение рельефа Юго-Восточного Забайкалья // Геоморфологические ис-
следования. М. : Изд-во МГУ, 1965. С. 11-125.
2. Симонов Ю.Г. Региональный геоморфологический анализ. М. : Изд-во МГУ, 1972. 252 с.
3. Чичагов В.П. Ураган 1980 года в Восточной Монголии и особенности эолового рельефообразования в Центральной и Восточной Азии. М.,
1998. 205 с.
4. Скляров Е.В., Склярова О.А., Меньшагин Ю.В., Данилова М.А. Минерализованные озера Забайкалья и Северо-Восточной Монголии: особен-
ности распространения и рудогенерирующий потенциал // География и природные ресурсы. 2011. № 4. С. 29-39.
5. Баженова О.И., Любцова Е.М., Рыжов Ю.В., Макаров С.А. Пространственно-временной анализ динамики эрозионных процессов на юге
Восточной Сибири. Новосибирск : Наука, 1997. 208 с.
6. Баженова О.И. Внутривековая организация систем экзогенного рельефообразования в степях Центральной Азии // География и природные
ресурсы. 2007. № 3. С. 116-125.
7. Симонов Ю.Г. О формировании озерных котловин в современных перигляциальных условиях юго-восточного Забайкалья на примере Агин-
ского района // Вопросы географического мерзлотоведения и перигляциальной морфологии. М. : Изд-во МГУ, 1962. С. 156-165.
8. Проблемы адаптации к изменению климата в бассейнах рек Даурии: экологические и водохозяйственные аспекты : сб. науч. тр. биосферного
заповедника «Даурский». Чита : Экспресс-издательство, 2012. Вып. 5. 180 с.
9. Фриш Э.В. Наледные явления бассейна р. Шарасуна (Юго-Восточное Забайкалье) // Научный поиск в современной географии : материалы
2-й конф. молодых географов Сибири и Дальнего Востока. Иркутск : Восточно-Сибирское кн. изд-во, 1966. С. 38-46.
10. Петров В.Г. Наледи на Амурско-Якутской магистрали. Л. : Изд-во АН СССР, 1930. 177 с.
11. Стругов А.С. Взрыв гидролакколита (Читинская область) // Природа. 1955. № 6. С. 117.
12. Богомолов Н.С., Скляревская А.Н. О взрывах гидролакколитов в южной части Читинской области // Наледи Сибири. М. : Наука, 1969.
С.127-130.
13. Стрельников В.Г., Остроумов В.М. Соленосные пыльные бури в Агинской степи // Почвенный покров Забайкалья, пути повышения его плодородия и рационального использования. Чита, 1978. С. 140-141.
14. Уфимцев Г.Ф. Байкальская тетрадь. М. : Научный мир, 2009. 240 с.
15. Птицын А.Б., Решетова С.А., Бабич В.В. и др. Хронология палеоклимата и тенденции аридизации в Забайкалье за последние 1900 лет //
География и природные ресурсы. 2010. № 2. С. 85-89.
Статья представлена научной редакцией «Науки о Земле» 29 марта 2013 г.
