Эволюционные преобразования двустворчатых моллюсков. Глава 3. АРАЛЬСКОЕ МОРЕ КАК СРЕДА ОБИТАНИЯ ДВУСТВОРЧАТЫХ МОЛЛЮСКОВ.

О взрывном видообразовании, протекающем на наших глазах в высыхающем Аральском море. Омск: Изд-во Омского государственного педагогического университета, 2003. 382 с.

ЭВОЛЮЦИОННЫЕ ПРЕОБРАЗОВАНИЯ ДВУСТВОРЧАТЫХ МОЛЛЮСКОВ АРАЛЬСКОГО МОРЯ В УСЛОВИЯХ ЭКОЛОГИЧЕСКОГО КРИЗИСА

Глава 3. АРАЛЬСКОЕ МОРЕ КАК СРЕДА ОБИТАНИЯ ДВУСТВОРЧАТЫХ МОЛЛЮСКОВ

При описании среды обитания во внимание приняты только наиболее значимые для жизнедеятельности двустворчатых моллюсков параметры экосистемы Аральского моря. Желающих подробно ознакомиться с произошедшими изменениями и современным состоянием экосистемы Аральского моря отсылаем к специализированным сводкам: «Гидрометеорология и гидрохимия морей СССР: т. 7. Аральское море» (1990) и «Гидрофауна Аральского моря в условиях экологического кризиса» Н.И. Андреева (1999).

Аральское море – своеобразный водоем. Его главная отличительная черта – отсутствие связи с Мировым океаном, которой не было и в геологическом прошлом моря (Косарев, 1975). Расположено Аральское море на территории двух государств: юго-западная часть лежит в пределах республики Узбекистан, северо-восточная – республики Казахстан.

Согласно О.М. Житомирской (1964), район Аральского моря занимает крайнее северное положение в зоне континентального субтропического климата. Эта территория получает большое количество солнечного тепла. В среднем за год суммарная радиация составляет здесь 5860 МДж/м 2 . Радиационные особенности и положение в глубине обширного азиатского материка вызывают засушливость и континентальность климата.

Атмосферных осадков за год выпадает 100–115 мм. Максимальная температура воздуха летом +43°, минимальная — зимой –36°.

Исходя из целей работы, при описании гидролого-гидрохимичес­кого режима Аральского моря был дан режим моря до начала интенсивного водопотребления, отражающий условия существования флоры и фауны до зарегулирования стока рек, и показаны его изменения во время сбора гидробиологического материала для данной работы (по 1994 г. включительно). Период до 1961 г. считается периодом квазистационарного режима Аральского моря.

По данным Р.В. Николаевой (1969), составившей морфометрическое описание Аральского моря при его среднемноголетнем уровне (53.00 м абс.), площадь моря, включая острова, была 68320.5 км 2 ; наибольшая глубина – 69 м, средняя – 16.1 м; площадь водной поверхности – 66085.6 км 2 ; объем водных масс – 1061.6 км 3 . Длина береговой линии (без островов) превышала 4430 км. Наибольшая длина моря была 424 км, ширина – 292 км. Общее число островов на Арале площадью более 0.01 км 2 составляло около 1100 с общей площадью 2234.9 км 2 , наиболее крупные острова – Кокарал (311 км 2 ) и Барсакельмес (170 км 2 ).

По строению котловины и некоторым особенностям гидрологического режима Аральское море делят на две части: северо-восточную, отделенную островом Кокарал, называемую Малым морем, и все, что лежит южнее острова Кокарал под названием Большое море. В свою очередь Большое море разделяет подводная гряда от южной оконечности полуострова Куланды через острова Комсомольский, Возрождения, Константин, Лазарева к острову Муйнак. К западу от гряды расположены наиболее глубоководные районы моря, к востоку – большая по площади асимметричная котловина, вытянутая в северном направлении (рис. 3.1).

В юго-восточной части Аральского моря располагался своеобразный Акпеткинский архипелаг, включающий более 500 островов и многочисленные заливы-култуки.

Анализ многолетних колебаний уровня (Львов, 1959, 1964) показал, что в период 1911–1961 гг. средняя многолетняя высота уровня над нулем поста Аральской ГМО была 152.6 см, или 53.06 м над уровнем океана в Балтийской системе отметок. Уровень моря изменялся от года к году с определенной цикличностью, равной 10–11 годам и совпадающей с цикличностью солнечной активности. Амплитуда этих многолетних колебаний уровня не превышала 1 м. При многолетних колебаниях уровня площадь и объем вод Аральского моря изменялись примерно на 5 %, соленость воды практически не изменялась. Помимо многолетних колебаний уровня, Аралу были свойственны вековые колебания, периодичность которых равна примерно 60 годам, амплитуда — 3–4 м. При вековых колебаниях (прослежены с 1780 г.) площадь моря изменялась на 16 %, объем воды – на 17 %, а соленость могла изменяться на 3 ‰.

Рис. 3.1. Распределение глубин в Аральском море при отметке уровня 53 м абс. Пунктир – примерное положение береговой линии в августе 1992 г.

Рис . 3.2. Изменение уровня (1 – м абс.), площади (2 – ´ 10 3 км 2 ) и объема (3 – ´ 10 2 км 3 ) Аральского моря (по: Лобов с соавт., 1995).

С 1961 г., в связи с зарегулированием стока рек Амударьи и Сырдарьи, средний годовой уровень моря стал снижаться. Небольшое его повышение произошло лишь после экстремально многоводного 1969 г. (рис. 3.2).

Падение уровня моря заметно ускорилось с 1975 г., если за 1961–1974 гг. уровень понижался в среднем на 27 см в год, то за 1975–1985 гг. на 71 см в год (Каталог …, 1987; Гидрометеорология …, 1990). К концу 1989 г. уровень моря снизился до отметки 39.02 м абс., или на 14.4 м по сравнению с его значением за 1960 г. (Перминов с соавт., 1993).

В конце 1987 г. произошло расчленение Аральского моря на две практически обособленные части – Большое и Малое моря. В связи с большими поступлениями вод по р. Сырдарье в Малое море периодически из него происходил сброс воды и солей в Большое море, что по-видимому, привело к некоторому углублению дна в проливе Берга и снижению критической отметки, характеризующей условия разделения Большого и Малого морей до примерно 39.5 м абс. (Цыцарин, 1991; Цыцарин, Бортник, 1991). Если максимальный уровень Малого моря определялся критической отметкой 39.5 м абс., выше которой в нем не могли удерживаться воды, то уровень Большого моря продолжал снижаться и к моменту последней гидробиологической съемки в августе 1992 г. опустился до отметки 37.14 м абс.

В 1989–1992 гг. темпы снижения уровня моря несколько замедлились, что связано с многоводностью последних лет и значительным сокращением испаряющей поверхности.

Большое снижение уровня моря определило изменение морфометрии Арала. К 1993 г. осушилось 45 % его акватории (см. рис. 3.1.), на 70 % сократился объем и на 45 % уменьшилась средняя глубина. Остров Кокарал, разделяющий Малое и Большое моря, соединился с материком. Острова Комсомольский, Возрождения, Константин и обнажившаяся банка Бенинга соединились и образовали единый остров.

Небольшие острова по восточному побережью и Акпеткинский архипелаг оказались на суше и утратили географический смысл. В отдельных местах восточного побережья море отступило более чем на 80 км. Появился ряд новых островов на месте бывших банок. По мере снижения уровня наблюдался быстрый рост песчаных кос от острова Лазарева на юг в направлении бывшего мыса Тигровый хвост и на север к архипелагу Возрождения, а также от острова Барсакельмес в направлении восточного побережья, который привел к обособлению и интенсивному снижению водообмена между центральной частью Бо­льшого моря, северной его частью и глубоководной впадиной.

Берега Аральского моря в северо-восточном, северном и северо-западном районах характеризовались лопастной изрезанностью, побережья восточного и южного районов, сформировавшиеся в результате затопления пустынь, были сильно изрезаны (Лы­марев, 1967). В результате отступления моря береговая линия восточного, юго-восто­ч­ного и южного побережий Арала значительно выпрямилась, там полностью исчезли крупные мелководные заливы.

Водный баланс Аральского моря складывается из притока вод Амударьи и Сырдарьи, подземного притока, осадков на поверхности моря и испарения с поверхности моря. Приток вод к Аралу, практически, складывался из стока рек Сырдарьи и Амударьи, дававших 97 % всей воды, получаемой морем. Средний многолетний сток рек до 1961 г. был около 60 км 3 в год (Асарин, 1973). Подземный приток, по последним данным, определен в размере 0.2 км 3 в год и, обычно, не учитывается в водном балансе Арала (Асарин, 1975). Средняя многолетняя величина осадков на поверхности моря составляет около 130 мм в год, средний многолетний годовой слой испарения с поверхности моря 998 мм (Современный …, 1972; Бортник, 1990а).

До 1961 г. испарение с поверхности моря уравновешивалось поступлением вод Амударьи и Сырдарьи, что обеспечивало относительно стабильный его уровень. В связи с увеличением объемов безвозвратного изъятия стока рек с 1961 г. наблюдалась хорошо выраженная тенденция к увеличению отрицательных значений водного баланса и неуклонное падение уровня моря (Нико­лаева, 1969; Современный …, 1972; Крицкий с соавт., 1973; Асарин, 1973, 1975; Косарев, 1975; Бортник, 1977а, б, 1978, 1980б, 1983; Micklin, 1988). К 1993 г. падение уровня моря составило почти 16 м.

При оценке естественного и антропического воздействия на многолетние изменения уровня моря для периода 1961–1985 гг. было установлено, что за счет естественных факторов уровень моря снизился на 2.7 м (23 % от фактического его падения). За счет же антропических факторов уровень моря снизился еще на 9.2 м (77 %). В результате интенсивного развития хозяйственной деятельности интегральный дефицит поступления речных вод в Аральское море достиг примерно 570 км 3 (Бортник, 1990б).

Горизонтальную циркуляцию вод (течения) Аральского моря определяют главным образом ветры над морем и рельеф дна. Кроме того, определенное значение имеет конфигурация береговой линии, плотность вод и распространение речных вод в море. Установлено, что для Аральского моря характерны два основных типа циркуляций: антициклоническая при ветровых полях северных направлений и циклоническая при ветровых полях южных направлений (Симонов, 1954; Косарев, 1975).

Для вод Аральского моря характерен сильный прогрев летом и образование ледяного покрова зимой. Максимальная температура в поверхностных слоях воды (более 26°) наблюдалась в июле в юго-вос­точной и южной частях моря.

Значительный прогрев поверхностных слоев воды в летний период приводит к увеличению вертикальных градиентов температуры и формированию хорошо выраженного термоклина, верхняя граница которого в западной глубоководной котловине находится на глубине 10–15 м, нижняя — 25–30 м. В центральных районах существенные градиенты наблюдаются до дна. Температура воды придонного слоя воды на глубинах 50–60 м не превышает 3–4° (Гидрометеорология …, 1990).

Температурный режим Аральского моря в современный период стал более контрастным, произошло постепенное увеличение размаха внутригодовых колебаний температуры для всей толщи вод. Это связано как с постоянным понижением температуры замерзания морских вод по мере повышения ее солености, так и со значительным обмелением моря и уменьшением его теплозапаса. В результате, в зимний период практически вся толща вод выхолаживается до температуры замерзания, а летом – интенсивно прогревается (Гидрометеорология …, 1990).

Ледовый покров толщиной до 1 м на севере образуется ежегодно, цен­тральные и западные районы моря покрываются сплошным льдом толь­ко в суровые зимы. Средняя продолжительность ледового покрова 4–5 месяцев, в суровые зимы до 6 месяцев (Косарев, 1975).

Средняя соленость воды в Аральском море до 1961 г. была около 10.2 ‰ (Степанов, 1907; Бадер, 1934; Успенский, 1950; Блинов, 1956; Соловьева, 1959; Современный …, 1972; Бортник, 1977а, б; Гидрометеорология …, 1990). После 1961 г. началось быстрое увеличение солености, продолжающееся в Большом море и в настоящее время, причем рост солености вод моря имел тенденцию к ускорению. Так, за первые 10 лет (1961–1970) она увеличилась на 1.5 ‰, за вторые (1971–1980) – на 5.3 ‰, за третьи (1981–1990) – на 15.1 ‰. Возрастание солености обуславливается в основном уменьшением объема вод моря, так как солевая масса моря устойчива во времени.

Значительную роль в пространственном распределении солености в Аральском море для квазистационарного периода имел сток вод рек Амударьи (для южной и юго-западной части) и Сырдарьи (для северной части). Наименьшая соленость наблюдалась в приустьевых районах моря, максимальная – на восточном мелководье (рис. 3.3), где водные массы перемешивались слабо и преобладающее значение в формировании солености имело испарение (Блинов, 1956; Деньгина, 1959а; Ревина с соавт., 1970). В период нестационарного режима моря сокращение и, в отдельные годы, почти полное прекращение стока обусловило уменьшение, а затем и исчезновение относительно распресненных зон на устьевых взморьях рек Амударьи и Сырдарьи. Максимальные значения солености стали отмечаться в Малом море.

Рис . 3.3. Среднее многолетнее распределение солености на поверхности Аральского моря летом (по: Гидрометеорология …, 1990), ‰.

В октябре 1989 г. в открытой части Аральского моря впервые была зарегистрирована соленость более 30 ‰, в сентябре 1990 г. соленость воды в Большом море уже на всей акватории превышала 30 ‰ (Цыцарин, 1991; Цыцарин, Бортник, 1991), а в августе 1992 г. в отдельных участках она превысила 40 ‰. Более интенсивное испарение на мелководьях привело к появлению хорошо выраженных зон максимальной солености у восточного побережья (40.0–40.5 ‰) и его север ной части (41.0–41.2 ‰). В последнем районе существенное влияние на рост солености оказывает так же затрудненный водообмен с другими частями моря. Поверхностная соленость в августе 1992 г. в западной глубоководной котловине была в среднем на 3–4 ‰ меньше поверхностной солености в восточной части Большого моря из-за большего объема вод котловины и, следовательно, инерционности их. На юго-западную и южную часть моря оказывали распресняющее влияние воды р. Амударьи (рис. 3.4).

Рис . 3.4. Распределение солености на поверхности Большого моря (1989 г. по: Цыцарин, 1991; 1990 г. по: Цыцарин, Бортник, 1991; 1991–1992 гг. по: Цыцарин, Лобов, 1993б), ‰.

В Большом море в августе 1992 г. изменения солености по вертикали, даже в самом глубоком его районе – западной котловине, были невелики. Соленость там росла от поверхности до дна всего лишь на 0.2–0.8 ‰.

В Малом море в августе 1992 г. зона пониженной солености так же прослеживалась в районах, прилегающих к устью реки. Соленость воды, поступающей по р. Сырдарье, измеренная в 200 м выше впадения реки в море, оказалась равна 1.21 ‰. По сравнению с центральной частью Малого моря несколько повышенная соленость в поверхностном слое воды отмечалась в западной части. Наибольшая же соленость воды была в заливе Бутакова — 39–40 ‰ (рис. 3.5). В этом заливе, связанном с морем узким проливом, соленость с мая по август 1992 г. возросла на 3–4 ‰. Придонная вода в центральной части Малого моря в августе была более чем на 2 ‰ солонее вышележащих слоев. Существование слоя скачка солености, совпадающего по глубине залегания с термоклином, на такой небольшой глубине в конце теплого сезона объясняется пониженной ветровой активностью и значительным распреснением верхних слоев, приводящих к возрастанию плотностной устойчивости всей толщи воды.

Большое море в 1990-х годах значительно опережало в процессе осолонения Малое море. Так, средняя соленость вод Большого моря в августе 1992 г. составила 36.48 ‰, Малого моря – 28.65 ‰, разница 7.83 ‰.

Одновременно с осолонением моря происходило постоянное возрастание условной плотности морских вод, понижение температуры замерзания и снижение температуры наибольшей плотности воды.

Рис. 3.5. Распределение солености на поверхности Малого моря (по: Лобов, 1994), ‰.

При квазистационарном режиме Аральского моря в нем, как солоноватом водоеме, процесс осенне-зимней конвекции протекал в две стадии. Поскольку для солоноватых вод температура наибольшей плотности выше температуры замерзания, то с началом осеннего выхолаживания вод начиналась первая стадия конвекции, которая продолжалась до достижения перемешанным слоем воды температуры наибольшей плотности. Затем, при дальнейшем охлаждении поверхностного слоя воды до температуры замерзания, плотность воды несколько уменьшалась, создавалась устойчивая стратификация и, несмотря на продолжавшуюся теплоотдачу, глубина конвенции не увеличивалась. При достижении температуры замерзания вод начиналась вторая стадия зимнего конвективного перемешивания, связанная с повышением плотности поверхностных вод в результате осолонения при льдообразовании (Косарев, 1975; Бортник, 1979).

После достижения солености воды в Аральском море 24.7 ‰ температура наибольшей плотности аральских вод стала равна температуре замерзания. Это привело к значительным изменениям характера протекания процесса осенне-зимнего конвективного перемешивания. Конвекция теперь протекает непрерывно в один этап до замерзания воды и появления льда. При этом вся масса вод выхолаживается до значительных отрицательных температур, равных температуре замерзания аральских вод соответствующей солености (Бортник, 1983; Гидрометеорология …, 1990).

При квазистационарном режиме Аральское море по солевому (ионному) составу воды занимало промежуточное положение между гидрокарбонатно-кальциевыми водами суши и хлоридно-натриевыми водами океана. Но все же вода Арала по соотношению солеобразующих ионов стояла ближе к типичным материковым водам (Блинов, 1956).

Процесс осолонения моря сопровождался метаморфизацией ионного состава за счет выпадения в осадок сульфата кальция, доломита и магнезиального кальцита (Квасов, Трофимец, 1976; Бортник, 1983). Анализ изменения солевого состава вод Аральского моря в разные периоды проводился неоднократно (Друмева, Цыцарин, 1984; Бортник, Буйневич, 1979, 1980; Бортник, Друмева, 1986, 1990; Гидрометеорология …, 1990; Цыцарин, Лобов, 1994, 1995, Лобов, 1994; и др.).

Ниже приведены изменения абсолютного (рис. 3.6) и относительного (рис. 3.7) содержания основных ионов, связь %-эквива­лентных отношений основных ионов к хлору с суммой солей (рис. 3.8) и расчет концентраций гипотетических солей (рис. 3.9) в диапазоне солености 3–45‰. Для построения графиков был использован специально созданный массив данных о солевом составе вод Аральского моря (Цыцарин, Лобов, 1993а, 1994), обработанный с помощью специализированного пакета компьютерных программ, позволяющего производить расчеты в широком спектре изменений ионного состава (Лобов, Цыцарин, 1993).

Рис . 3.6. Связь абсолютных концентраций ионов с соленостью в воде Аральского моря.

По оси абсцисс – соленость, ‰ ; по оси ординат – содержание ионов, ‰ . Крестиком обозначено среднее значение в интервале. 1 и 2 – соответственно верхняя и ни ж­ня я границы интервалов ±d .

Рис. 3.7. Связь относительных концентраций ионов с соленостью в воде Аральского моря.

По оси абсцисс – соленость, ‰ ; по оси ординат – содержание ионов, %-экв. Крестиком обозначено среднее значение в интервале. 1 и 2 – соответственно верхняя и нижняя границы интервалов ±d .

Рис. 3.8. Связь отношений относительных концентраций ионов к хлору (%-экв) с соленостью в воде Аральского моря. По оси абсцисс – соленость, ‰; по оси ординат – отношение ионов к хлору. Крестиком обозначено среднее значение в интервале. 1 и 2 – соответственно верхняя и нижняя границы интервалов ±d .

Рис. 3.9. Зависимость концентрации гипотетических солей от солености в воде Аральского моря.

По оси абсцисс – соленость, ‰ ; по оси ординат – содержание солей, г/л. Крестиком обозначено среднее значение в интервале. 1 и 2 – соответственно верхняя и нижняя границы интервалов ±d .

Увеличение солености воды Аральского моря привело солевую систему моря в состояние насыщения по отношению к некоторым солям. Солевая система потеряла устойчивость – теперь достаточно даже небольших изменений солености, температуры или pH воды, чтобы вызвать осаждение или растворение некоторого количества солей, при одновременных значительных изменениях в химическом составе воды (Цыцарин, Бортник, 1991).

В Аральском море одновременно с ростом общей солености и абсолютного содержания большинства ионов проходила седиментация карбонатов кальция и магния, гипса, которая определила понижение относительного содержания ионов кальция, магния, сульфатов, карбонатов и повышение содержания ионов хлора, натрия и калия, а также приводила к изменению отношения между хлорностью и соленостью (Лобов с соавт., 1995; см. рис. 3.6–3.9). На графиках (см. рис. 3.6–3.9) прослеживаются области изменения монотонности протекающих процессов, видимо соответствующие пороговым концентрациям, при которых наступает насыщение аральской воды очередной солью. При этом наблюдается резкое изменение равновесий в основных солевых системах, присутствующих в большинстве природных вод (Цыцарин, Лобов, 1994):

Установлены значимые уменьшения солезапасов Большого и Малого морей. Интегральные потери солей Аральского моря с 1978 по 1992 гг. составили за счет потери солей на осушающейся территории – 1.0 млрд. тонн и за счет выпадения в осадок непосредственно в море – 0.6 млрд. тонн (Цыцарин, 1991; Цыцарин, Бортник, 1991; Цыцарин, Лобов, 1994).

Ионный сток рек является основной составляющей приходной части солевого баланса Аральского моря (Гидрометеорология …, 1990). В 1961–1970 гг., несмотря на сокращение водного стока, суммарный ионный сток в Аральское море несколько увеличился и достиг 26.9 млн. т в год, главным образом за счет резкого, почти вдвое, возра стания общей минерализации вод р. Сырдарьи (табл. 3.1). В условиях дальнейшего сильного уменьшения водного стока суммарный ионный сток в Аральское море снизился в 1971–1980 гг. до 12.3, а в 1981–1985 гг. в среднем до 2.2 млн. т в год. В отдельные годы водный и ионный сток в море полностью отсутствовали. Минерализация вод Амударьи в 1981–1985 гг. в среднем была 1406, а Сырдарьи – 1844 мг/л, то есть по сравнению с периодом 1911–1960 гг. увеличилась соответственно 3.0 и 3.4 раза.

Таблица 3.1 Средняя многолетняя концентрация главных ионов, суммарная минерализация и ионный сток рек Амударьи и Сырдарьи (по: Гидрометеорология …, 1990)