Научная электронная библиотека

Монографии, изданные в издательстве Российской Академии Естествознания

ЭВОЛЮЦИЯ ЛАНДШАФТОВ ОБСОХШЕГО ДНА АРАЛЬСКОГО МОРЯ

Курбаниязов А. К.,

2.4. Природные процессы и динамика их развития

С момента выхода морского дна на дневную поверхность оно становится ареной проявления различных природных процессов. Изучение этих процессов и их роли в формировании пустынных ландшафтов обсохшего дна моря необходимо для обоснования долгосрочных прогнозов
и выработке рекомендации по предотвращению неблагоприятных последствий вызванных усыханием Арала и опустыниванием окружающих территорий.

На обсохшем дне моря развиты – аккумуляция речных наносов, линейная эрозия, физико-химическое выветривание, галогеохимические, эоловые и ряд других процессов, подчиненных зональным закономерностям. Такие процессы как аккумуляция речных наносов, эрозионное расчленение и эоловые приводят к созданию качественно нового рельефа, не свойственного исходному первично-аккумулятивному рельефу морской равнины.

Рельеф речной аккумуляции, сформированный действующими до 1987–1990 гг. устьевыми руслами Амударьи – Урдабаем, Аккаем и Инженерозеком, представлен мощными русловыми валами наложенными на обсохшее дно моря. Этот рельеф, также как и линейное эрозионное расчленение обсохшего дна, продолжающееся вплоть до настоящего времени, периодическим стоком с озера Судочьего, Муйнакского и Рыбацкого водоемов, Думалака и Жилтырбаса, достаточно подробно описаны в предшествующих разделах данной работы. Поэтому ниже, мы остановимся на физико-химическом выветривании и господствующих на обсохшем дне процессах засоления и эоловых.

Процессу физико-химического выветривания подвержены суглинки и глины обсохшего дна Муйнакского, Аджибайского заливов и значительной части обсохшей акватории. Первоначально, водонасыщенные донные отложения, при высыхании теряют иловую воду, резко уменьшаются в объеме, сжимаются и растрескиваются.

Растрескивание начинается на 1–2 году осушки и протекает интенсивно на протяжении 3–5 лет. Первоначально узкие (1–2 см) трещины усыхания постепенно углубляются до 1–3 м и расширяются до 10–20 м, разбивая породы на отдельные 5–6-гранные полигоны, диаметром до 0,7–1,5 м. В результате одновременно происходящего засоления, обусловленного инсоляционным выпотеванием соляных растворов, суглинки и глины с поверхности на глубину до 3–5 см разрыхляются кристаллизующейся солью. С бортов полигонов деградированные суглинки и глины под действием дождевых и талых вод и гравитации, постепенно оплывая и оседая, заполняют первоначально зияющие трещины усыхания. При этом исходная плоская поверхность полигона приобретает вид кочки высотой 0,2–0,3 м. Так образуется кочковатый микрорельеф обсохшего дна в районах развития тяжелых суглинков и глин. По шурфам трещины усыхания прослеживаются на глубине до 2–3 м.

При снижении уровня грунтовых вод на глубину более 3 м и высыхании пород, растрескивание их прекращается. Сами трещины «залечиваются» заполняясь сползшими в них разрушенными, очень сильно засоленными суглинками и глинами. Но там, где покровные суглинки на глубине 2–3 м подстилаются песками, по первоначальным трещинам усыхания отмечается развитие суффозии, выраженной открытыми трещинами и неглубокими, до 1,5 м, провалами.

Процессам соленакопления на обсохшем дне Арала посвящен ряд работ Н.М. Богдановой с соавторами (1977, 1978, 1991). Эти вопросы рассматриваются в публикациях Т.П. Грязновой (1979), Т.Ф. Некрасовой (1979), А.А. Рафикова (1980, 1982), А.А. Рафикова, Г.Ф. Тетюхина (1981), Т.И. Будниковой (1987), Г.В. Гельдыевой (1989), И.В. Рубанова и др. (1987, 1998), В.Е. Сектеменко и др. (1991), Т.М. Таирова (1993), Б.И. Пинхасова, Т.Э. Мавлянова (1997), В.А. Попова (1998), Т.Э. Мавлянова и др. (1998).

Процессы континентального засоления начинают проявляться с момента выхода морского дна на дневную поверхность.

В рассматриваемой юго-западной части обсохшей акватории, засоление почво-грунтов происходит за счет интенсивного внутригрунтового испарения близко залегающих высокоминерализованных грунтовых вод. Особенности соленакопления на открытых пространствах обсохшего дна детально рассмотрены Н.М. Можайцевой, Г.Ф. Некрасовой (1984). Они отмечают, что в первые годы, вслед за отступающим морем, формируются маршевые и приморские солончаки. На этой стадии, через которую последовательно проходит вся осушка, в связи с полной водонасыщенностью грунтов и близкому залеганию грунтовых вод капиллярная кайма достигает поверхности. Соли, подтягиваемые капилярным током, выпариваются с поверхности, образуя соляно-гипсовую корку толщиной 0,1–2 см и частично концентрируются в горизонте соленакопления мощностью 10–15 см. В 70–80-х годах стадия развития маршевых солончаков составляла 1 год, приморских 2–3 года. В последние годы, в связи с выравленностью рельефа дна и его крайне незначительными уклонами, приморские солончаки существуют 6–7 лет. В настоящее время они развиты севернее горизонтами 38,2 м абс. отвечающей осушки 1990 года.

С отступлением и понижением уровня моря на приморских солончаках начинают формироваться приморские почвы. В последующем они переходят в типичные и остаточные солончаки, ныне развитые южнее горизонтам 40 м абс. При дальнейшем снижении УГВ до 2–3 м и переходе гидроморфных условий увлажнения почв в полугидроморфные, а затем и полуавтоморфные, капиллярная кайма отрывается от дневной поверхности и опускается до глубины 0,7 м.

Соли, накопившиеся на поверхности начинают выветриваться, а поступление новых порций солей прекращается. Соляной профиль в почво-грунтах несколько выравнивается и растягивается. Поэтому в пределах многих эоловых массивов, где исходная поверхность дна разрушена ветром на глубину до 0,1–0,3 м и соли из нее вынесены в атмосферу, пески межбарханных понижений засолены значительно меньше (0,3–2 %), по сравнению с остальной осушкой, которая не подверглась дефляции.

Как отмечает А.А. Рафиков и другие исследователи факторами определяющими засоления являются литолого-геоморфологические особенности обсохшего дна и гидрогеологические условия. Рельеф является одним из ведущих факторов засоления. Установлено, что понижение рельефа засолены обычно сильнее повышенных его участков.

Более слабое засоление последних связано чаще всего с меньшим их увлажнением, за счет более глубокого залегания УГВ и легким составом слагающих их грунтов. Но в пределах маршевых солончаков приподнятые участки рельефа высыхают быстрее и становясь своеобразными «фитилями» начинают втягивать в себя влагу с периферии, вследствие чего в них скапливается большее количество солей чем в понижениях. Такое «фитильное» засоление было описано А.А. Рафиковым для маршей 70-х годов. В отличие от них марши конца 90-х годов характеризуются практически идеально ровным рельефом и «фитильное» засоление им не свойственно.

В понижениях рельефа обсохшего дна соли формируются как за счет испарения морской воды, оставшейся в них после отступления моря, так и за счет выклинивания высокоминерализованных грунтовых вод, или внутригрунтового испарения. Так образовались многочисленные мирабилит-тенардитовые и галитовые пластовые залежи, галит-рапные озера и различные типы солончаков приуроченные к понижениям дна заливов и проливов Акпеткинского архипелага (Рафиков, 1982; Рубанов, 1994; Пинхасов, Мавлянов, 1997). В отличие от Акпеткинского архипелага рассматриваемая юго-западная часть обсохшей акватории не отличается таким разнообразием типов засолению. Здесь кроме маршевых и избыточно-гидроморфных лужа-рапных солончаков последних лет осушки развиты приморские влажно- и сухо-солянокорковые, корково-пухлые и пухлые солончаки и типичные остаточные отакыренные солончаки. Степень и тип их засоления детально описаны в предшествующем разделе, при характеристике ландшафтов, составной частью которых они являются.

Здесь же отметим, что основные запасы солей в них содержатся в корке и 5–10 см верхнем подкорковом горизонте. Но уже на глубине 0,5 м содержание солей в большинстве типов солончаков резко сокращается и редко превышает 2–3 %. Вниз по профилю количество солей постепенно уменьшается доходя до 1 % и менее. Но при глубоком залегании УГВ (3–5 м) в нижней части разреза вновь отмечается увеличение содержания солей до 1–3 %, отвечающее современному подъему капиллярной каймы.

Наблюдается определенная закономерность степени и типа засоления от строения разреза зоны аэрации и механического состава слагающих ее пород. Результаты анализов многочисленных данных по солевому составу образцов почво-грунтов показывают, что пески, алевриты и супеси засолены слабее суглинков и глин. Так, тип поверхностного засоления пляжных песков по соотношению SO4 /Cl в мг/экв., в основном, хлоридный, а подводно-отмельных песков вала Архангельского сульфатно-хлоридный. Степень засоления как правило меньше 2 % сухого остатка. Но в пределах вала Архангельского засоление песков межбарханных понижений местами достигает 3,8–5,2 %. Эти пески покрыты тонкой заструговой соляной корочкой. Столь высокое засоление их связано, прежде всего, с близким залеганием УГВ < 2 м и чрезвычайно высокой минерализации грунтовых вод 30–40 г/л.

В засоленном покровном горизонте песков вала Архангельского наблюдается определенная закономерность изменения содержания анионов и катионов от увеличения степени засоления. Так, при сухом остатке 0,5–1 % SO4 составляет 5–10 мг/экв., Cl – 1–3 мг/экв., Na – 1–3 мг/экв.,
Са – 6–10 мг/экв., Mg – 0,5–1 мг/экв. При максимальном засолении песков (4–5 %) эти содержания следующие: SO4 – 35–45 мг/экв., Cl – 28–40 мг/экв., Na – 32–45 мг/экв., Ca – 20–25 мг/экв., Mg – 10–17 мг/экв. Таким образом, при увеличении засоления от 0,5 до 5 % содержание SO4 и Са увеличивается в 4–5 раз, а Cl, Na, Mg – более чем в 10 раз.

В связи с тем, что значительная часть солей в очагах развевания уносится ветром в атмосферу, были подсчитаны запасы солей в верхнем 4 см слое, отвечающему величине дефляционного переуглубления песчаной поверхности обсохшего дна в год. Эти расчеты являются основой для подсчета объема солепылевыноса в очагах развевания. Кроме того, были подсчитаны запасы солей в верхней части разреза зоны аэрации, в слое 0,04–1 м. Расчеты основывались на степени и характере засоления наиболее крупных литологических комплексов по формуле:

N = 100∙S∙δ∙F∙n,

В пределах перевеянных песчаных равнин пляжей и подводных отмелей вала Архангельского на площади около 1300 км2 содержание солей в дефлируемом 4 см слое в среднем составляет 1 %. Запасы солей не превышают 5,1–6,4 т/га или 98 тыс. т.

В отличие от песков, супеси, суглинки и илы Аджибайского залива и прилегающей к нему обсохшей части акватории засолены гораздо сильнее – от 3–4 до 27 % сухого остатка. В отличие от них, содержание солей в покровных супесях и суглинках подводной дельты редко превышает 10 %. На глубине 0,5 м засоление повсеместно уменьшается в 2–10 раз, а еще ниже по профилю до 0,3–0,9 %. Для покровных суглинков наиболее характерен хлоридный тип засоления. На глубине 0,5–1 м засоление более пестрое и наряду с хлоридным, становится хлоридно-сульфатным и сульфатно-хлоридным. При минимальном засолении суглинков содержание анионов в них составляет Cl 30–40 мг/экв., SO4 – 20–30 мг/экв., катионов Na – 20–30 мг/экв., Са – 15–20 мг/экв., Mg – 3–5 мг/экв. При максимальном засолении – Cl – 210–220 мг/экв., SO4 – 190–210 мг/экв., Na – 220–270 мг/экв., Са – 20–30 мг/экв., Mg – 80–120 мг/экв.

При минимальном засолении (3–4 %) запасы солей в корке и подкорковом 4 см слое составляют 25–30 т/га, а при максимальном засолении (20–27 %) запасы солей доходят до 140–200 т/га. В среднем, запасы солей в покровном 4 см горизонте суглинков и супесей между чинком Устюрта и Жылтырбасом на площади около 5,5 тыс. км2 составляет около 1,7 млн. т.

Запасы солей в суглинках и супесях в верхней части разреза зоны аэрации, в слое 0,04–1 м, при среднем содержании 1,3–1,5 %, составляют 130–149 т/га, или около 97 млн. т.

Основные выводы сводятся к следующему. Пространственно-временная эволюция процессов соленакопления на обсохшем дне Арала заключается в формировании маршевых и приморских солончаков в первые годы осушки (3–6 лет), когда соли подтягиваемые капиллярным током выпариваются на поверхности, образуя соляную корку.

В последующем, с продолжающимся отступлением моря и понижением УГВ, капиллярная кайма отрывается от поверхности и вынос солей в верхние горизонты прекращается. Начинается их частичное рассоление. Но последнее еще слабо изучено и требует дополнительных исследований.

Начиная с 1995 года в рапных лужах приморских солончаков отмечается кристаллизация мирабилита и галита и начало формирования безжизненной соляной пустыни.

Эоловым рельефообразующим процессам и оценке объема выносимого ветром соли и пыли с обсохшего дна моря посвящены работы Т.П. Грязновой (1979, 1982, 1986), Н.М. Богдановой и др. (1981), А.А. Рафикова, Г.Ф. Тетюхина (1981), А.А. Рафикова (1982), Н.М. Можайцевой, Т.Ф. Некрасовой (1984), Г.В. Гельдыевой, Т.И. Будниковой (1985), Г.В. Гельдыевой (1989), Т.И. Будниковой (1987), Г.В. Гельдыевой и др. (1996), М.А. Григорьева (1987), Н.Т. Кузнецова, М.Е. Городецкой (1986), И.В. Рубанова, Н.М. Богдановой (1987), «Гидрометеорологические проблемы Приаралья» (1990), Б.И. Пинхасова, Т.Э. Мавлянова (1997), Р.М. Разакова, К.А. Косназарова (1998), О.Е. Семенова (1998), О.С. Галаевой (1998), Г.А. Толкачевой и др. (1998), Т.Э. Мавлянова и др. (1998), В.А. Попова (1998).

Эоловые процессы являются основными в преобразовании рельефа обсохшего дна моря. Интенсивное их развитие обусловлено, прежде всего, частыми и сильными ветрами преимущественно северных и близких к ним румбов, свойственных данному региону. При скорости ветра 4 м/с и более незакрепленные пески приходят в движение (Петров, 1950). Ветер расчленяет и усложняет исходную поверхность обсохшего дна моря, формируя положительные (барханы) и отрицательные формы эолового рельефа, и перемещает пески на большое расстояние. Проявляются эоловые процессы с необычайной скоростью и силой и там, где дно сложено песками, они начинают находить свое выражение через 1–2 года после отступления моря. В настоящее время ими охвачено около 1000 км2, что составляет около 25 % площади южной части обсохшей акватории.

Выделяется ряд стадий эолового преобразования рельефа обсохшего дна моря: начальная, переходная, низко- и высокобарханная (Пинхасов, Мавлянов, 1997). Стадии находятся в активном динамическом развитии и последовательно сменяя друг друга, завершаются образованием высокобарханного рельефа.

Спаянные в мощные цепи и начинающие зарастать кустарниками высокие барханы, постепенно утрачивают подвижность. Но и они продолжают свое развитие, постепенно наращивая высоту, или меняя конфигурацию в зависимости от преобладающего направления ветра.

На начальной стадии, которая характеризуется незначительным расчленением рельефа 0,1–0,3 м, сохраняется еще близкая к исходной, практически ровная поверхность обсохшего дна. Но уже на этой стадии сама первично-аккумулятивная поверхность морского дна частично видоизменяется. Она или снижается в результате дефляции, или наоборот несколько повышается, вследствии формирования положительных аккумулятивных форм рельефа. Существуют три разновидности начальной стадии эолового преобразования рельефа обсохшего дна: дефляционно-аккумулятивная, дефляционная и аккумулятивная. Первая развита вдоль северо-восточного и восточного обрамления барханных массивов вала Архангельского, где ширина полосы ее проявления не превышает 2–4 км. Представлена она сечением отрицательных дефляционных и положительных аккумулятивных форм рельефа. Дефляцией созданы как небольшие коверны и язвы выдувания, так и обширные поля площадной дефляции, покрытые обильной ракушей, которая ранее содержалась в унесенном ветром покровом горизонте песка. Местами встречаются останцы «эоловой абрации» с нашлепками сухих водорослей – зостера, предохраняющими их от окончательного развевания. Высота этих останцев (0,2–0,3 м) отражает величину эолового переуглубления исходной поверхности дна с момента его осушения. Аккумулятивные формы выражены небольшими площадками, или буграми навевания и пока еще редкими зачаточными барханчиками.

Режимные наблюдения за данной разновидностью начальной стадии на полигоне восточнее Жылтырбаса показали, что площадь сравнительно небольшой каверны выдувания в 2020 м2 увеличилась за год на 30 %, а ее дефляционное переуглубление составило 3,3 см (Богданов и др., 1995).

Разрастание каверны происходило в юго-восточном направлении со скоростью 5 м/год, а на север 1 м/год. Объем дефлируемого материала в год составил в среднем 330 м2/год. При плотности песка 1,6 т/м3, масса перемещенного песка составила 438 т/га. Произведение содержания солей в песке, которое составляет 1,5 % сухого остатка, и массы перемещенного терригенного материала, дает объем солей вынесенных ветром из очага дефляции – 6,24 т/га.

Дефляционная разновидность начальной стадии характерна для районов с двучленным строением верхней части разреза обсохшего дна, когда относительно маломощный покровный горизонт 0,1–0,3 м, сложенный легкими грунтами, подстилается тяжелыми суглинками или глинами.

Так, в южной части авандельты и в узкой полосе прилегающей с севера к Узункаирскому пляжу, ветер практически полностью сдул покровные алевриты и пески и обнажил подстилающие плотные коричневые глины. Ничем не сдерживаемые на их гладкой поверхности большие массы песка перемещены к югу, где по окраине полей площадной дефляции образовались барханные цепи.

Третья разновидность – аккумулятивная представлена обширными покровами маломощных ровных навеянных песков (0,1–0,4 м), развитых по обрамлению уже длительно существующих барханных равнин, пляжей и вала Архангельского. Сильными ветрами и бурями различных румбов пески выносятся из этих очагов развевания и в виде поземки перемещаются на большие расстояния 2–12 км, формируя постепенно
наращивающиеся и разрастающиеся песчаные покровы, перекрывающие суглинистое дно (рис. 2.2). По нашим наблюдениям за каждую бурю накапливается по несколько миллиметров навеянных песков.

После своей аккумуляции пески быстро покрываются пухляковой соляной корочкой. На первый взгляд, ровная поверхность навеянных песков придает им сходство с незатронутыми ветром морскими донными песками. Но в отличие от последних, в них не содержится ракуша, которая в большом количестве встречается на поверхности суглинков, захороненных под песками. Покровы навеянных песков развиты на площади около 300 км2.

Практически повсеместно эоловый рельеф созданный на начальной стадии своего развития по мере приближения к зрелым барханным массивам сочетается с рельефом переходной стадии. Последняя названа так потому, что, несмотря на более длительное ветровое воздействие и появление лучше выраженных положительных форм рельефа бугров и барханов, обсохшее дно в целом еще сохраняет свой плоский равнинный облик. Этим рельеф переходной стадии отличается от следующей за ней барханной стадии, массивы которой возвышаются над прилегающими пространствами.

На переходной стадии дефляция еще доминирует над созидательной – аккумулятивной работой ветра. Положительные эоловые формы рельефа – бугры и барханы высотой до 0,3–1 м занимают небольшую площадь очага развевания 20–30 %, в пределах которого они или хаотически разбросаны, или группируются в небольшие массивы. Зачаточные барханы имеют еще овальные расплывчатые очертания. Длина их (13–17 м) не на много превышает ширину (10–12 м). У зарождающихся барханов крутой подветренный склон только начинает формироваться и плавно переходит в окончания, еще не приобретенных форму рожков полумесяца. Межбарханные пространства заняты обширными полями площадной дефляции с останцами «эоловой абразии».

Низкобарханные пески высотой 1–2 м наиболее широко развиты на всех перевеянных пляжах и занимают значительную часть площади вала Архангельского, где источником их образования являются пески подводных отмелей и банок, а также образуют разрозненные массивы на севере Ержарской отмели.

Естественно, что низкобарханные массивы местами включают в себя и более высокие барханы 2–5 м. Но последние, в юго-западной части обсохшего дна, имеют крайне ограниченное развитие. На пляжах барханные, или бугристо-барханные пески частично закреплены и чаще всего образуют фито-бугры вокруг кандыма или тамарикса.

В пределах вала Архангельского и Ержарской отмели низкобарханные пески подвижные и лишены растительности. Наиболее характерной особенностью подвижных низкобарханных песков является изменение их морфологии в зависимости от сезонного направления ветров.

Установлено, что при длительном северо-восточном ветре, особенно весной и летом, низкие барханы группируются в идеальные барханные цепи, вытянутые с северо-запада на юго-восток вкрест господствующему ветру. Но зимой, в связи с частой сменой близких по силе ветров северных и южных румбов, сами барханы и их цепи практически полностью разрушаются и приобретают вид тающих снежных сугробов. Так при зимнем юго-западном ветре, сформировавшийся за лето крутой подветренный, обращенный к югу, склон бархана заносится песком и лишь самая верхушка его продолжает оставаться крутой. Пологий и длинный наветренный склон бархана также частично разрушается и покрывается застругами. Поздней осенью и зимой у низких барханов часто появляются два крутых срезающих друг друга склона. Таким образом, низкобарханный рельеф сильно зависит от смены направления ветра, который переформировывает его морфологию. Наблюдения за динамикой низкобарханных песков приведенные Б.И. Пинхасовым и Т.Э. Мавляновым (Богданов и др., 1995) на полигоне к востоку от Жылтырбаса показали, что пески движутся к югу со скоростью 100–110 м, а к юго-западу
50–60 м в год. В северном направлении разростание аккумулятивных форм песков не наблюдалось. Площадь самого массива увеличивалась на 18–20 % в год.

Таким образом, можно предположить, что за 5–6 лет площадь массива увеличится вдвое, а низкие барханы, нарастив свою высоту до 3–5 м, превратятся в средние и высокие. Низкобарханная стадия как и предшествующая является крайне динамичной, а сами низкобарханные массивы – основными очагами солепылевыноса. В пределах этих массивов 30–40 % площади занята барханными песками, соль из которых уже вынесена ветром. В песках и супесях субстрата межбарханных понижений в среднем содержится до 1–2 % от веса сухого остатка воднорастворимых солей. Средняя величина дефляционного переуглубления межбарханных понижений составляет 4 см/год, что позволяет расчитать объем сорванного и перемещенного ветром терригенного и хемогенного материала низкобарханных очагов.

Высокобарханная стадия. Средние и высокие барханы 2–5 м развиты в северной части вала Архангельского и на юге, где граничат с Тигровым хвостом. Небольшие разрозненные массивы этих песков расположены и в южной части Ержарской отмели. На севере вала высокие барханы образуют меридионально вытянутый массив длиной до 16 км, шириной 4–8 км. Здесь они лишены растительности и частично подвижны.

Барханы обычно сгруппированы в цепи, вытянутые с северо-запада на юго-восток, то есть ориентированы против северо-восточных ветров господствующих большую часть года. Цепи, часто представляющие собой уже довольно мощные эоловые гряды, протягиваются на 0,3–0,5 км. Составляющие их барханы или барханные бугры имеют длину до 50–60 м, ширину 35–40 м и четковидный характер соединения через пологие
15–20 м седловины. На окраине массивов встречаются одиночные барханы «кочующие» по ровной поверхности полей площадной дефляции со скоростью 15–20 м/год.

Аккумулятивные формы, то есть сами барханы в отличии от предшествующих стадий занимают значительно большую часть площади массива – до 50–60 %. Межбарханные понижения с редкими зостеровыми останцами высотой 0,4–0,6 м покрыты обильной ракушей, «жесткий» покров который начинает играть роль защитного фактора предоохраняя пески от интенсивного развевания. Такие покровы ракуши в восточной части обсохшего дна описаны Г.В. Гельдыевой и др. (1997) под названием «ракушечных мостовых».

На юге вала Архангельского и на Ержарской отмели, на территориях обсохших в 70-х годах, средне-высокие барханы частично закреплены кустарниковой растительностью.

В целом, проективное покрытие незначительно – 15–20 %. При этом закрепление самих барханов значительно меньше межбарханных понижений. Но и столь незначительное зарастание часто вполне достаточно для того, чтобы барханные цепи потеряли свою подвижность. Барханы, составляющие такие цепи, условно можно отнести к «качающимся». Они «качаются» возле своей оси меняя поперечный профиль с крутого подветренного склона на пологий, и наоборот, в зависимости от смены господствующего сезонного направления ветра. При этом в движении участвуют только верхушки барханов, основания их остаются на месте. Таким образом, даже небольшое зарастание песков сдерживает развитие эоловых процессов и ведет к закреплению и стабилизации эоловых форм рельефа.

На высокобарханной стадии с уменьшением площади межбарханных понижений, являющихся основными источниками солепылевыноса, уменьшается объем выносимого ветром аэрозоля и намечается переход к закрепленным пескам кызылкумского типа.

В юго-западной части обсохшего дна Арала выявлено и откартировано 8 мощных очагов солепылевыноса, представляющих собой обширные барханные массивы – Причинковый – пляжный (117 км2), Центрально-Аральский (вал Архангельского – 312 км2), Аджибайский (93 км2), Инженерозекский (80 км2), Урдабайский (58 км2), Остравной (42 км2), Ержарский (124 км2), Аккала-Узункаирский (135 км2). Кроме барханных массивов, основными очагами выноса солей в атмосферу являются тенардитовые пухляки. Они широко развиты к востоку от рассматриваемой территории в пределах Акпеткинского архипелага. В год дефлируется 1,5–2 см тенардитовой пушонки, а со всех пухляков архипелага выносится около 3–6 млн. т/год При этом, сдутая пушонка вновь восстанавливается (Пинхасов, Мавлянов, 1997).

Закономерности развития эоловых процессов заключаются в следующем. Существует ряд стадий эолового преобразования рельефа обсохшего дна моря: начальная, переходная, низко- и высокобарханная, которые последовательно сменяют друг друга. От стадии к стадии, по мере роста барханов, форма их становится классической, а сами барханы, первоначально хаотически разбросанные, постепенно группируются в барханные цепи, образуя массивы подвижных песков. На заключительной стадии высокие барханы соединяются в мощные цепи, постепенно утрачивают свою подвижность и начинают зарастать кустарниками. От стадии к стадии наблюдается постепенное увеличение площади занятой аккумулятивными формами, то есть барханами. Сокращение площади развеваемых межбарханные понижений ведет к закономерному уменьшению объема выносимых ветром соли и пыли, так как перевеянные пески барханов практически их не содержат.

Эоловые процессы не ограничиваются обсохшим дном моря, но в виде мощного солепылевыноса с его поверхности, осложняют и без того неблагоприятную экологическую обстановку Приаралья. Оценка объема солепылевыноса с обсохшего дна Арала и влияние пыльных бурь на экологию Приаралья являются одним из ключевых проблем Аральской экологической катастрофы. Первоначально, по наблюдению из космоса, пылевые потоки прослеживались на 300–500 км (Григорьев, 1987). В последнее время, используя синоптический метод построения троектории частиц, были получены максимальные оценки расстояния выноса аральского солепылевого аэрозоля (Гелаева, 1998). Дальность выноса зависит прежде всего от скорости ветра на высоте переноса и продолжительности бурь. Для частиц размером 16 мкм она достигает 900–3200 км, а частицы размером 90 мкм уносятся на расстояние 170–1300 км.

Исследованиями КазНИГМИ и САНИГМИ установлено, что высыхание Аральского моря оказало заметное влияние на увеличение и интенсивность пыльных бурь. Существуют различные оценки масштабов проявления эоловых процессов на обсохшем дне моря и обьемов ветрового выноса соли и пыли с зоны осушки. По расчетам Н.М. Можайцевой, Т.Ф. Некрасовой (1984), в среднем, в атмосферу поступает от 60 до 100 т/га солей. В среднем с осушки 1960–1980 гг. приходится до 82 т/га в год. И.В. Рубанов, Н.М. Богданова (1986) считают, что вынос только водорастворимых солей без терригенной составляющей пыльных бурь равен в среднем 2286 т/км2, а со всей площади осушки 43 млн. т в год. По прогнозам этих ученых в 2000 году будет выдуваться 39 млн. т солей в год, т.е. наметится сокращение объема выдуваемых солей, несмотря на увеличение площади осушки.

Изучению механики пыльных бурь и определению объема переносимого ими песчано-солевого аэрозоля посвящена фундаментальная работа «Гидрометеорологические проблемы Приаралья» (1990). В этой работе О.Е. Семеновым и А.П. Шаловым дана модель переноса твердой фазы воздушным потоком и по данным наблюдений на сети метеостанции экспериментальных и экспедиционных исследований получены количественные характеристики этого явления. Было расчитано, что только с двух очагов расположенных на казахской части обсохшего дна, вынос общей массы аэрозоля составляет 7,3 млн. т, а объем выдутых солей
50–70 тыс. т в год. Приняв плотность песка равную 1,5 т/м3, получилось, что весь годовой объем выноса составляет 5 млн. м3. О.Е. Семеновым было установлено, что скорость дефляционного переуглубления дна в очагах развевания в среднем за многолетия составляет 2 см/год, что близко к полученным нами величинам.

На экологической карте Приаралья масштаба 1:1000000, изданной в Алма-Ате в 1992 г. под редакцией Г.В. Хворова, площадь очагов пылесолевыноса составляет 2,5 тыс. км2. С одного км2 обсохшего дна ежегодно выносится около 8000 т соли и пыли. На карте выделено 5 зон солепереноса:

1 зона – сам очаг выноса соли и пыли, обсохшее дно моря;

2 зона – прибрежная полоса шириной 20 км на восток и 60 км на юг, где выпадает более 500 т/км2 твердых осадков в год;

3 зона – примерно той же ширины, где в год выпадает более 200 т/км2;

4 зона – 80 т/км2;

5 зона – до 20 т/км2.

По данным В.А. Попова (1998) с обсохшего дна Арала на прилегающие территории ежегодно выносится 30–150 млн. т пылесолевой массы, или около 10–50 т/га в год. До 7 т/га ее каждый год выпадает в дельте Амударьи. По данным Р.М. Розакова, К.А. Косназарова (1998) вынос солей со злостных солончаков осушки составляет 12–20 т/га в год. Основные процессы дефляции и транспортировки пылесолевых частиц
происходят в 100 км прибрежной полосе. В дельте Амударьи количество выпадения солепылевых аэрозолей составляет 1,5–6,0 т/га, из них – растворимых солей 170–800 кг/га, а на обсохшем дне Арала до 1800 кг/га. В орошаемой зоне Каракалпакстана величина сухих атмосферных выпадений снижается до 150–300 кг/га, количество растворимых солей составляет в них 2–30 %. В солевом балансе территории роль эолового переноса в зоне осушенного дна и побережья составляет 6–26 %, а для 100–200 км орошаемой зоны 1–1,5 %.

Близкие значения по объему сухих атмосферных выпадений (АВ) были получены О.Е. Семеновым (1998) для казахской части Приаралья. По Р.М. Разакову, выпадающие во время пыльных бурь аэрозоли, приводят к потери урожая хлопчатника до 5–15 %, риса – 3–6 %. Солепылевая аэрозоль влияет на здоровье людей, ускоряет коррозию металла, повреждает линии электропередач. Ежегодное выпадение солей с атмосферными осадками достигает 150–300 кг/га. До 1975 года их минерализация составляла 30–100 мг/л. К настоящему времени она возросла до 100–150 мг/л.

Наиболее объективная оценка объема выпадений минеральных компонентов и пыли с сухими и мокрыми атмосферными осадками в Приаралье дана Г.А. Толкачевой с соавторами (1998). Они отмечают, что за десять лет наблюдений за осадками, минерализация их на севере и западе Приаралья возросла в 1,5–4,5 раза. В Северном Приаралье с осадками выпадение минеральных компонентов в 2–5 раз меньше, чем в Западном и Южном Приралье, что совпадает с основными направлениями выноса песчано-солевого аэрозоля с обсохшего дна Арала. По сухим выпадениям такой четкой закономерности не прослеживается. В Южном Приаралье, в радиусе 100 км от обсохшего дна, массы сухих выпадений изменяются от 500 до 2702 кг/га в год. В общем, объем минеральных компонентов САВ во всех случаях превышает их массу выпадений с осадками, минерализация водных вытяжек проб САВ в 2–5 раз выше минерализации проб осадков. Суммарный поток минеральных компонентов с осадками и САВ изменяется от 260 до 2402,3 кг/га в год. Химический состав сухих и мокрых осадков следующий – в катионном составе преобладают Са+ и Na+. На приморских станциях содержание Na+ увеличивается. В анионном составе преобладают гидрокарбонаты и сульфаты, что связано с влиянием на химический состав почвенных компонентов. Повышенное содержание хлоридов наблюдается на прибрежных станциях.

Таким образом, как отмечают все исследователи мощный солепылевынос с обсохшего дна Арала оказывает негативное воздействие на экологическую ситуацию Приаралья. Он влияет на радиационный баланс, проявление парникового эффекта, изменение температуры и влажности приземного слоя, снижает урожайность многих возделываемых культур и естественных пастбищ, ухудшает среду обитания человека.