Поиск по базе сайта:
Современная динамика озерно-флювиальных систем онон-торейской высокой равнины (южное забайкалье) icon

Современная динамика озерно-флювиальных систем онон-торейской высокой равнины (южное забайкалье)




Скачати 114.73 Kb.
НазваСовременная динамика озерно-флювиальных систем онон-торейской высокой равнины (южное забайкалье)
Дата конвертації15.02.2013
Розмір114.73 Kb.
ТипДокументи

СОВРЕМЕННАЯ ДИНАМИКА ОЗЕРНО-ФЛЮВИАЛЬНЫХ СИСТЕМ ОНОН-ТОРЕЙСКОЙ ВЫСОКОЙ РАВНИНЫ (ЮЖНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)


Баженова О.И.

Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН; Иркутск; geogrjournal@irigs.irk.ru


СURRENT DYNAMICS OF LAKE-FLUVIAL SYSTEMS OF  ONON-TOREI HIGH  PLAIN (SOUTHERN TRANSBAIKALIA)

Bazhenova, O.I.

V.B. Sochava Institute of Geography SB RAS, Irkutsk; geogrjournal@irigs.irk.ru


Раскрываются механизмы динамики рельефа в зоне сочленения бассейна Верхнего Амура с областью внутреннего стока Центральной Азии. Рассмотрены процессы формирования долинных и озерных педиментов. Показаны тенденции расширения бессточных бассейнов.


Mechanisms of relief dynamics at the junction of the basin of the Upper Amur River with the area of inland drainage of Central Asia are clued. The processes of formation of valley and lake pediments are considered. Trends of expansion of internal drainage basins are shown.


Онон-Торейская равнина - трансграничная территория Забайкальской России и Северо-Восточной Монголии. В ее строении участвуют фрагменты аллювиальных, озерных, озерно-аллювиальных и денудационных поверхностей выравнивания, расположенных на высоте 600 – 800м. Поверхность осложнена множеством изолированных массивов сильно денудированных низкогорий. Морфологический облик денудационного рельефа представлен многочисленными останцами, «венчающими» обширные педименты. Территория отличается значительным своеобразием условий экзогенного рельефообразования, так как в ее пределах сфокусировано несколько переходных зон. Район расположен у южной границы криолитозоны и вдоль северных пределов обширной аридной области Центральной Азии, а также в зоне сочленения бассейна Верхнего Амура (Тихий океан) с областью внутреннего стока Центральной Азии (рисунок).

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. Выделяются блоки поднимающиеся, опускающиеся и преимущественно стабильные, а также блоки, периодически меняющие направление движения. Блоковое строение территории находит отражение в коленообразном рисунке речной сети (см. рис.) и хорошо выражено в морфологии рельефа. Положение озерных котловин, долин рек и временных водотоков, составляющих нижний ярус рельефа, предопределено тектоническими нарушениями, по которым идет разгрузка подземных вод. Здесь проходит трансрегиональный Ононо-Туринский разлом и несколько крупных региональных разломов. Современные тектонические движения, создавая множество базисов эрозии и денудации, придают определенную автономность, свободу для развития обособленных групп сопок, участков речных долин, отдельных озерных котловин [2]. Опущенные участки в разломно-блоковых морфоструктурах благоприятны для реализации механизма педиментации. Вероятно, этот фактор в числе других способствовал широкому развитию педиментов.

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. В настоящее время Онон - Борзинская система малых озер включает несколько сотен соленых озер, локализованных в пределах и по обрамлению Средне-Ононской впадины, а также на прилегающих с юга и востока территориях. Площадь наиболее крупных озер Зун-Торей и Барун-Торей составляет соответственно 300 и 580 км2. Остальные озера отличаются малыми размерами. Здесь выделяются Северо-Цасучейская (минерализация озерных вод варьирует в интервале 1-210 г/л), Южно-Цасучейская (0,3-15 г/л), Торейская (0,4-16 г/л) и Борзинская группы (0,4-310 г/л) озер [3]. Озерные ванны формируются при участии трещинных подземных вод, фиксирующих в пространстве обводненные тектонические зоны в условиях преимущественного опускания морфоструктурных блоков.

Минерализация подземных вод, питающих озера составляет 0,2-1,0 г/л. Южно-Цасучейская группа



Рис. 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


озер, представляющая «озерный пояс», вытянутый почти параллельно широтному отрезку долины р. Онон, приурочена к зоне дробления, в которой встречаются блоки с различным типом движения. Область внутреннего стока Центральной Азии представлена системой бессточных бассейнов различного размера, насчитывающих порядка 5000 малых озер. Самый крупный из них Улдза-Торейский бессточный бассейн имеет площадь около 31 тыс. км2.

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, многорукавность 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 [4, 5]. Но основная часть смываемого со склонов материала попадает в основном в многочисленные бессточные бассейны малых озер (см. рис.).

В первом приближении степные ландшафты Онон-Торейской равнины следует считать аналогом холодных перигляциальных степей плейстоцена. В условиях повышенной аридности и крайней континентальности климата для района свойственна неравномерность хода процессов во времени, частая смена морфодинамических режимов. В функционировании флювиальных и озерных систем, также как и денудационных [5], отмечаются внутривековые циклы продолжительностью 27-35 лет, которые контролируются ходом атмосферного увлажнения. При этом относительно влажные и очень холодные периоды чередуются с сухими и относительно теплыми. Циклы хорошо выделяются по колебанию уровня Торейских озер, представляющего естественную разностную интегральную кривую изменения увлажнения территории степного Забайкалья и сопредельных районов Монголии и Китая.

Внутривековой цикл функционирования систем включает три динамические фазы. В нормальную зональную наиболее продолжительную фазу, составляющую около 80 % времени цикла происходит интеграция вещества в озерных и речных бассейнах. Динамика рельефа определяется взаимодействием русловых, склоновых, криогенных, эоловых, биогенных и других процессов средней интенсивности. 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, в результате овражной эрозии происходит расчленение склонов и расширение долин и озерных котловин, в которых формируются делювиальные и пролювиальные шлейфы. Овраги особенно развиты в пределах правого борта р. Онон, а также на склонах и в днищах Икэ-Цаган-Норской впадины, котловин Торейских 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 м.

В связи с тем, что в динамике рельефа особую роль играют криогенные процессы, остановимся на их характеристике более подробно. 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 педиментов. 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. 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. м 3 , а в северо-восточной иногда превышает 300-600 тыс. м 3 . При таянии наледей происходит транспортировка продуктов выветривания, накопившегося на поверхности и в теле наледи эолового мелкозема, смыв и размыв почв. Комбинированное воздействие нивации, пучения грунта и наледеобразования приводит к интенсивному разрушению подножий педиментов. Такой механизм отступания уступов педиментов широко распространен в рассматриваемом районе.

В руслах Борзи, Аги, Хилы, Турги, Ималки, Шарасун зимой формируются цепочки наледных бугров, которые приурочены к местам выходов родников. Длина таких участков на р. Борзе более 0,5 км. 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 отседания блоков грунта по морозобойным трещинам. Выделяется два периода интенсивного разрушения склонов [6]. 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. Как правило, бугры разбиты густой сетью трещин шириной до 50 см, глубиной 70–90 см. Дно трещин покрыто песком, гравием и мелкой галькой мощностью 2–3 см. На поверхности бугров при таянии обнажаются прослои крупнозернистого песка и гравия. Образование наледных бугров сопровождается 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.

Вынос вещества из систем осуществляется в экстремальные фазы. В экстремально влажные годы (перигляциальная фаза) уровень озер резко повышается. Высокие уровни Торейских озер наблюдались в 1936-1937, 1941, 1962-1963, 1989-1990 и 1998гг. По падям происходит сток из малых озер, способствующий 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. В функционировании систем резко возрастает роль криогенных процессов. Увеличивается количество участков пучения и наледеобразования, расширяется их площадь. Наледи возникают в днищах сухих падей, где их не было до этого более 15-20 лет. Долины многих рек превращаются в сплошные «мерзлотные пояса». Для бортов и днищ озерных ванн характерно активное мерзлотное и солончаковое выветривание, пучение грунта и нивация. На уровне уреза озера возникает мерзлотный забой, который расширяет котловину, создавая приозерные педименты [2]. По берегам озер широко распространены цепочки или группы гидролакколитов. Они характерны для северного борта оз. Барун-Торей, вокруг озер Ике-Цаган-Нор, Багча-Цаган-Нор, оз. Бабай, Ару-Торум, Большой и Малый Чиндант, Илин-Торум, Соном-Нор, Байн-Булак, Дусулан-Нор, Бол.Булугунда и др. Встречается грязевый микровулканизм на пляжах озер и днищах лагун. Мерзлотные сальзы располагаются группами. Их высота не превышает 0,5, диаметр – 2,5 -3 м.

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 гг. (Барун-Торей высох, уровень Зун-Торея низкий) и в 2007-2009 гг. В аридную 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 [7]. Масса соленосных отложений озера была перенесена в южном и юго-восточном 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 12-20о. Длина гряд от 15-20 до 150-200 м. Вдоль «озерного пояса» развиты мелко-грядовые 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 8м, длина чаще всего составляет 15-20 м, но может достигать 30-50м. Наветренный склон дюн крутой (20-25о), 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 [4]. В 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 [8]. Особенно быстро отступают уступы склонов-педиментов южной экспозиции. В результате процессов педиментации происходит расширение депрессий, расположенных к югу от отрогов Могойтуйского, Борщовочного, 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 [9, 10], 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 исследования. – М.: изд-во МГУ. – 1965. – С. 11-125.

  2. Симонов Ю.Г. Региональный геоморфологический анализ. – М.: Изд-во МГУ. – 1972. – 252с.

  3. Скляров Е.В., Склярова О.А., Меньшагин Ю.В., Данилова М.А. Минерализованные озера Забайкалья и Северо-Восточной Монголии: особенности распространения и рудогенерирующий потенциал // География и природные ресурсы. – 2011. - № 4. - 29 – 39.

  4. Баженова О.И., Любцова Е.М., Рыжов Ю.В., Макаров С.А. Пространственно-временной анализ динамики эрозионных процессов на юге Восточной Сибири. – Н.: Наука. – 1997. – 208 с.

5. Баженова О.И. Внутривековая организация систем экзогенного рельефообразования в степях Центральной Азии // География и природные ресурсы. – 2007. – № 3. – С. 116-125.

  1. Фриш Э.В. Наледные явления бассейна р. Шарасуна (Юго-Восточное Забайкалье) // Научный поиск в современной географии (Материалы 2-й конференции молодых географов Сибири и Дальнего Востока). – Иркутск: Восточно-Сибирское кн. Изд-во. – 1966. – С. 38-46.

  2. 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.

  3. Уфимцев Г.Ф. Байкальская тетрадь. – М.: Научный мир. – 2009. – 240 с.

  4. Чичагов В.П. Ураган 1980 года в Восточной Монголии. – М., 1998. – 205 с.

  5. Птицын А.Б., Решетова С.А., Бабич В.В., Дарьин А.В., Калугин И.А., Овчинников Д.В., Паниззо В., Мыглан В.С. Хронология палеоклимата и тенденции аридизации в Забайкалье за последние 1900 лет // География и природные ресурсы. – 2010. - № 2. – С. 85-89.




Схожі:




База даних захищена авторським правом ©lib.exdat.com
При копіюванні матеріалу обов'язкове зазначення активного посилання відкритою для індексації.
звернутися до адміністрації