УДК 551.435.7

DOI: 10.24412/cl-37200-2024-133-140

ВОСТОЧНО-СИБИБИРСКОЕ ЗВЕНО ЕДИНОГО ЭОЛОВОГО КРУГООБОРОТА ВЕЩЕСТВА В СТЕПЯХ ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ

EAST SIBERIAN LINK OF A SINGLE AEOLIAN CIRCULATION OF MATTER IN THE STEPPES OF CENTRAL ASIA

Баженова О.И.¹, Тюменцева Е.М.²

Bazhenova O.I.¹, Tyumentseva E.M.²

¹Институт географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, Иркутск, Россия

²Иркутский государственный университет, Иркутск, Россия

¹V.B. Sochava Institute of Geography SBRAS, Irkutsk, Russia

²Irkutsk State University, Irkutsk, Russia

E-mail: ¹bazhenova_o49@mail.ru,²tumencev@irk.ru

Аннотация. В статье рассматриваются региональные закономерности эолового морфогенеза предгорных степных равнин юга Сибири, представляющих северную ветвь единого эолового кругооборота вещества Центральной Азии. В качестве теоретической базы исследования используются представления В.А. Обручева, В.М. Синицина и В.П. Чичагова об эоловом морфогенезе Центральной и Восточной Азии. Пространственная упорядоченность процессов выражается в закономерной смене зон дефляции, транзита и эоловой аккумуляции вещества, свойственной региональным подсистемам, для каждой из которых характерны свои морфологические следы развития эоловых процессов, связанные с ландшафтно-климатическими и местными литологическими особенностями территории. Получены фоновые и локальные значения скоростей эоловой миграции вещества. Установлено, что преобладающая интенсивность дефляции в островных степях Сибири составляет 10-50 т/га в год, средняя скорость движения эоловых форм на участках развития подвижных песков достигает 2-6 м/год.

Ключевые слова: эоловый круговорот вещества, зоны дефляции, транзита и аккумуляции, степи, Восточная Сибирь.

Abstract. The article examines the regional patterns of aeolian morphogenesis of the foothill steppe plains of southern Siberia, representing the northern branch of the single aeolian circulation of matter in Central Asia. As a theoretical research basis we use the ideas of V.P. Chichagov on the aeolian morphogenesis of Central and East Asia. Spatial ordering of processes is expressed in the regular change of zones of deflation, of transit and aeolian accumulation of matter characteristic for regional subsystems. Noted, that each system is characterized by own morphological traces of development of aeolian processes associated with landscape-climatic and local lithological features of the territory. We established that the prevailing intensity of deflation in the insular steppe areas of Siberia is 10-50 t/ha per year,and the average speed of aeolian forms in the mobile sands development areas reaches 2-6 m/year.

Key words: aeolian circulation of matter, zones of deflation, transit and accumulation, steppes, Eastern Siberia.

Введение. Центральная Азия представляет собой один из глобально значимых центров интенсивной эоловой деятельности, дающий заметный вклад в эмиссию пыли в атмосферу [1]. Не случайно этот   регион   стал   родиной   эоловой   гипотезы   происхождения   лесса   [2]. В результате длительных детальных полевых исследований в Центральной Азии академиком В.А. Обручевым установлено закономерное расположение областей развевания и отложения продуктов выветривания горных пород. Область развевания занимает центральную часть страны, она представляет собой каменистую пустыню, так как практически лишена рыхлых подвижных отложений благодаря постоянному их выносу на окраины и за пределы ветрами, дующими центробежно [2]. При этом установлена концентрическая зональность эоловых процессов в регионе, выражающаяся в специфическом растекании эоловых литодинамических потоков из области высокого атмосферного давления Высокой Азии и Северной Монголии в основном в восточном, юго-восточном и юго-западном направлении (рисунок 1) [3]. Эти потоки достигают большой силы, являются главным агентом денудации и основным транспортировщиком рыхлых отложений. Идеи В.А. Обручева в дальнейшем были развиты В.М. Синицыным, отметившим, что такую исключительную роль в ветровом режиме Центральной Азии Монголо-Сибирский антициклон играл на протяжении значительного времени, о чем можно судить по хорошо выраженной зональности эоловых отложений [4]. Затем В.П. Чичагов, детально изучавший геоморфологическую работу ветра в Восточной Монголии, установил, что эоловые потоки объединяются в эоловые морфодинамические системы различных порядков, иерархически соподчиненные друг с другом и естественным образом увязывающие между собой фазы эолового рельефообразования и зоны выдувания (дефляции), транзита и эоловой аккумуляции вещества [5].

Рисунок 1. Направления эоловой миграции вещества в Центральной Азии: 1 – вдоль северных предгорий по данным экспериментальных исследований [6], 2 – основной перенос песка и пыли по В.А. Обручеву [3]. 3 – центр Азиатского антициклона, 4 – горные хребты.

При этом, В.П. Чичагов отметил, что особенно яркие морфологические следы эоловой деятельности фиксируются в поясе предгорий, которые изобилуют островными горами, педиментами, холмистым рельефом, бедлендом [5].

Объекты и методы. Исследование основывается на результатах многолетних экспериментальных наблюдений за эоловой миграцией вещества на стационарах Института географии им. В.Б. Сочавы СО РАН. На опорных профилях, типичных для семиаридных районов юга Сибири, эоловый материал собирали в пылеуловители, которые устанавливали на разномудалении от основных очагов дефляции с учетом розы ветров, характера растительности, литологии, рельефа, особенностей техногенного воздействия. Наблюдения за эоловыми процессами велись круглогодично, принесенный ветром мелкозем извлекался ежемесячно. Широко использовались также данные, взятые из литературных источников и рассчитанные по уравнениям С.Дж. Уилсона и Р.У. Кука [6]. В качестве одного из основных показателей интенсивности эоловых процессов нами предложен модуль эоловой миграции вещества (А), измеряемый количеством (г, кг, тонны) перемещаемого ветром материала с единицы площади (м², км², га) в год. Другие важные параметры эоловой деятельности, используемые в статье для ее сравнительной характеристики в пределах каждого звена – дефляционный потенциал ветра (ДПВ), климатический показатель дефляции (С), количество и продолжительность пыльных бурь.

Результаты и обсуждение. Многолетние стационарные исследования в предгорьях юга Восточной Сибири показали, что эоловая миграция вещества особенно активна в пределах пояса островных степей Восточной Сибири, вытянутого с запада на восток почти на 2 тыс. км [6]. Обобщение фактического материала, полученного в ходе стационарных и маршрутных исследований на этой обширной территории, позволяет утверждать, что здесь эоловые литодинамические потоки вовлечены в единый круговорот вещества, закрученный по часовой стрелке и перемещающий эоловый мелкозем с юго-запада на северо-восток, далее на восток и юго-восток вдоль северных субаридных предгорий горного пояса Южной Сибири (рисунок 2). В свою очередь, они хорошо пространственно упорядочены. В этой крупной региональной эоловой системе, в свою очередь, можно выделить пять звеньев (подсистем), взаимосвязанных друг с другом: Енисейское, Приангарское, Байкальское, Селенгинское и Даурское. В пределах каждого звена также наблюдается смена зон дефляции, транзита и эоловой аккумуляции.

Енисейское звено объединяет эоловые литопотоки зон дефляции (Кызылская опустыненная степь Тувинской котловины), дефляции и транзита (степи левобережья Южно- Минусинской котловины), транзита и эоловой аккумуляции (правобережье Южно-Минусинской котловины, Назаровская и Канская котловины). Большая часть эолового материала уносится за пределы левобережья Енисея и откладывается на водоразделах и пологих склонах юго-западного макросклона Восточного Саяна. Эоловый материал на склонах Восточного Саяна улавливается лесом в интервале высот 400-700 м, где он залегает в виде покровных глин, которые отличаются однородностью. Они не слоисты, от остальных пород отличаются низким содержанием минералов тяжелой фракции. Значительная часть эолового материала переносится еще дальше – в полосу северных предгорий Восточного Саяна (600-700 м), где эоловые отложения накапливаются в приразломной зоне в узких депрессиях рельефа. В лесостепных районах Назаровской и Северо-Минусинской котловин они подвергаются смыву и размыву.

Об объемах перемещаемого вещества в зоне дефляции можно судить по данным многолетних режимных наблюдений за эоловыми процессами, которые проводились с 1981 по 1995 гг. на Красноозерском участке денудационо-аккумулятивной равнины, расположенной на междуречье Енисея и Абакана (полигон I на рисунке 2). Здесь широко представлены эоловые формы. На вершинах холмов и гряд распространены дефляционные останцы, гривистый микрорельеф. Здесь же наблюдаются свежие котловины выдувания овальной формы, длина их до 100 м, ширина – 10-30 м, глубина  5-7 м. На дне котловин четко видна ветровая рябь.

Эоловый мелкозем переносится на соседние участки склонов, в долины, озерные котловины. Пыль же в результате дальнего транспорта вещества господствующими юго- западными ветрами откладывается в лесостепных и таежных районах правобережья Енисея, на склонах и вершинных поверхностях Восточного Саяна.

Эоловый мелкозем переносится на соседние участки склонов, в долины, озерные котловины. Пыль же в результате дальнего транспорта вещества господствующими юго- западными ветрами откладывается в лесостепных и таежных районах правобережья Енисея, на склонах и вершинных поверхностях Восточного Саяна.Так, по результатам площадного обследования Южно-Минусинской котловины в зимний период 1987 г. модуль эоловой миграции вещества на левобережье Енисея достигал 0,6 т/га, в восточной лесостепной части котловины на правобережье Енисея 0,05 т/га, на наветренном склоне горного хребта окружения котловины 0,01-0,02 т/га. В целом, по данным стационарных исследований интенсивность дефляции на верхних денудационных участках склонов достигает 2,2 мм/год (см. рисунок 2, полигон II), а скорость образования дефляционных ниш в прочных кристаллических породах за период около 2 тыс. лет составляет 0,1 мм/год.

По мнению В.А. Обручева, Минусинская котловина представляет собой классическую область развевания и пример, подтверждающий справедливость эоловой гипотезы происхождения лесса [2]. По его данным следует отметить также сухой 1892 г, когда в ноябре «юго-западный ветер, дувший несколько дней, отложил на снеге, выпавшем незадолго перед тем в г. Минусинске, на деревьях, зданиях слой тонкой пыли около 1,5 мм мощности. Мне самому пришлось видеть в декабре 1910 г. вблизи сел. Чебаки, уже на северной окраине котловины, сколько пыли вздымал юго-западный ветер вместе со снегом на степи, накапливая эту смесь пыли и снега в рытвинах, логах, оврагах и т.п.» [2, с. 232].

В зоне транзита и преобладающей аккумуляции круглогодичные наблюдения за ходом эоловых процессов проводились с 1979 по 1985 гг. на Антроповском экспериментальном участке (северо-восточная часть Назаровской котловины), а с 1986 по 1993 год на Березовском участке в зоне сочленения хр. Ашпан с Шарыповской равниной (юго-западная часть котловины). В результате исследований получен шестилетний ряд данных по динамике эоловой миграции вещества на Ашпанском профиле (рисунок 2, II). По данным пылеуловителей в среднем в год через метровое сечение ширины подветренного склона перемещается 15 г, на наветренном склоне интенсивность эоловой миграции вещества повышается в 3-4 раза. В днище долины р. Ожа средняя величина аккумуляции составляет 190 г, а максимальная в засушливый 1989 г превышала 300 гр. Согласно результатам наблюдений на площадках реперов на полигоне II (см. рисунок 2) преобладающая направленность эоловых процессов заключается в аккумуляции вещества, выносимого ветром из степных и горных районов, расположенных южнее.

Рисунок 2. Модель эолового кругооборота вещества в субаридных предгорьях юга Восточной Сибири по данным экспериментальных наблюдений.

Морфоклиматичесие районы: а – лесостепь, б – степь, в – опустыненная степь, г – основное направление эоловой миграции вещества, д – положение полигонов детальных исследований эоловых процессов, для которых приведены схемы внутривековой динамики интенсивности дефляции и эоловой аккумуляции вещества на фоне многолетних колебаний среднегодовой температуры воздуха (t) и годовых сумм атмосферных осадков (r); е – центр Азиатского антициклона.

Экспериментальные полигоны: I – Красноозерский (Южно-Минусинская котловина), II– Ашпанский (Назаровская котловина), III – Голоустенский (котловина оз. Байкал), IV– Харанорский (отроги Нерчинского хребта).

Второе, Приангарское звено, тянется полосой вдоль юго-западной окраины Иркутского амфитеатра по границе с Восточным Саяном. Впервые область развевания здесь также описана В.А. Обручевым еще в начале прошлого века, она представлена Балаганскими степями, в которых издавна жили кочевники – скотоводы буряты [2]. В настоящее время ареал вытянут с северо-запада на юго-восток, осью этого эолового коридора являются долина р. Ангары и юг Иркутско-Черемховской равнины с высокой плотностью нарушенных ландшафтов (рисунок 2). По количеству пыльных бурь, их интенсивности и продолжительности на этой территории выделяются районы со слабым, умеренным и сильным проявлением дефляции, транзита и аккумуляции эолового материала. Во время пыльных бурь с распаханных участков сносится 1-5 см почвы. Максимальное развитие узко локализовано долиной Ангары, где развеваются песчаные отложения на осушенных прибрежных отмелях. На участке с. Нельхай Аларского района и у с. Рассвет Осинского района (на противоположном берегу водохранилища) образовались современные дюнные поля с разнообразными эоловыми формами. До 50% наносов осушенных отмелей переносятся на береговой склон.

Периодически, с вероятностью до 5%, развитие эоловых процессов под воздействием ураганной деятельности приобретает катастрофический характер, что приводит к деградации сельскохозяйственных земель, повреждению и гибели посевов. С начала 1990-х гг. на большей части региона выражена тенденция снижения увлажнения. Отрицательный тренд осадков (-1,5 мм/год) вызывает рост дефляции (положительный тренд пыльных бурь составляет +0,05- 0,10 бурь в год). В годы с сильным развитием дефляции (1975, 1990, 1993, 1998, 2004, 2013) наблюдается 6-8 пыльных бурь, климатический индекс дефляции (С) более 0,8-1,2. Темпы дефляции более 5-10 т/га. Эоловые системы, возникающие в это время, функционируют на значительных территориях, входят в глобальную систему потоков вещества из Центральной Азии на восток. Пыльные бури охватывают районы Забайкалья, Китая и Монголии. В последнее время сокращается интервал между экстремальными эоловыми событиями, расширяется ареал проявления процессов и, следовательно, повышается риск их неблагоприятного влияния на окружающую среду.

Третье, Байкальское звено среди других эоловых систем Южной Сибири характеризуется максимальной интенсивностью процессов, обусловленной, прежде всего, чрезвычайно высоким дефляционным потенциалом ветра. На западном побережье Байкала при выходе из гор в устьевых частях долин ветры достигают колоссальной силы. Особенно это характерно для долин рек Сарма, Анга, Бугульдейка, Голоустная и др., прорезающих Приморский хребет. Их устьевые участки представляют собой природные «аэродинамические трубы», в которых скорость ветра значительно усиливается, нередко имеет ураганную силу 30- 50 м/с («байкальская бора»). По мнению Т.Т. Тайсаева, именно под их воздействием вдоль западного побережья Байкала возникли сухие каменистые степи с лощинно-грядовым рельефом, с котловинами выдувания, с сульфатными озерами [7]. Высокая интенсивность эоловых процессов здесь наблюдается между м. Крестовским и устьем Сармы, на Кочериково- Онгуренском плато, западной и северо-западной частях о. Ольхон и в Приольхонье. Длительная и мощная дефляция в Приольхонье нашла яркое морфологическое выражение в причудливом «руинном рельефе» водораздельного мелкосопочника, в формировании долин – суходолов. В Тажеранской степи на стенках скальных останцов довольно обычны ветровые ниши-забои и ячеи выдувания, а в центральных частях скальных руин встречаются дефляционные котловины [8].

Наиболее интенсивно очаговая дефляция происходит в урочище Песчанка. Здесь встречаются многочисленные слабо закрепленные сосной дюны, интенсивный выдув песка происходит со среднегодовой скоростью от 2,4 до 34,1 мм, у преград формируются эоловые гряды. Эоловый материал активно перемещается вглубь острова, часть его оседает на восточном побережье Ольхона. Наиболее тонкие частицы переносятся в акваторию Байкала. Перевеивание песчаных толщ и формирование движущихся эоловых форм характерно и для прибрежной части восточного побережья Байкала, где встречаются котловины выдувания, дефляционные останцы, дюны и песчаные покровы. Таким образом, хотя котловина озера Байкал, окружена горными хребтами, но она не только не является препятствием для эоловой миграции вещества, а более того,усиливает ее, выступая мощным ускорителем энергии ветровых потоков.

Селенгинское звено занимает юго-западное Забайкалье (бассейны р. Селенги и Баргузина). При выходе из Байкальской котловины ветровые потоки «растекаются» на отдельные струи в соответствии с особенностями рельефа. Своеобразие территории было подчеркнуто В.А. Обручевым: области развевания и эоловой аккумуляции расположены здесь вперемежку, часто сменяют друг друга [9]. Район отличается широким распространением мощных толщ песчаных отложений и прогрессирующим развитием процессов дефляции, вызывающих формирование очагов подвижных песков, площадь которых в XIX-XX веках варьировала от 1 тыс. га в 1895 г, до 17 тыс. – 1934 г, и, наконец, до 100 тысяч га в 1964 г [10].

По опросным данным первые очаги подвижных песков появились где-то в 1840-1855 годах [9], их формирование началось после сведения лесов в годы экстремально низкого увлажнения. На эту проблему обратил особое внимание академик В.А. Обручев [9], указывая на необходимость принятия срочных мер для закрепления песков. Он подчеркнул, что строительство железной дороги, увеличение населения, переход местного населения к оседлому образу жизни – все это способствовало усиленной вырубке лесов, распашке новых земель и прокладке колесных дорог. Вследствие этого «оголенная песчаная площадь расширяется подобно язве» [9, с. 54].

После сведения лесов в бассейне Селенги начались катастрофические проявления процессов ветровой эрозии почв, отличающихся низкой противоэрозионной устойчивостью. Во время засух почвы во многих местах быстро выдуваются и вместо почвенного слоя остается на поле слой обломочного материала, а массы выдуваемых песчаных и пылеватых частиц удаляются [11]. В результате освоения все новых земель на рубеже XIX и XX веков в условиях весьма низкого атмосферного увлажнения пришли в движение значительные площади сыпучих песков. Они приносили большой вред местному населению – песком заносились пашни, населенные пункты. В Троицкосавске (ныне г. Кяхта) в 20-ых годах XIX столетия «на Соборной улице песок заносил дома до уровня окон нижнего этажа и, если бы обыватели не отгребались и не отвозили его, то дома совсем бы занесло» [11, с. 17]. В связи с наступлением песков приходилось даже переносить населенные пункты. Так, около 1870 г. по этой причине было заброшено с. Преображенское. Участок подвижных песков вокруг села имел 6-8 верст в длину и 5-6 верст в ширину, а мощность песка местами составляла аршин, местами 2 и более, а там, где стояла ограда, намело песчаные бугры высотою в 2-3 сажени [11]. Часто засыпались песком и гибли всходы зерновых культур. Так, в окрестностях станицы Кударинской в 1888 году в результате сильных северных ветров, дующих в течение всей второй половины мая и первых дней июня всходы были занесены на 2, а местами на 3 вершка, вследствие чего многие из них погибли [11]. Дальнейшее расширение площади пашни, особенно во время коллективизации и поднятии целины, обусловило усиление процессов деградации почв. Интенсивная дефляция в настоящее время продолжается на заброшенных пашнях.

Поступательное движение песков происходит в основном в юго-восточном направлении, по долинам рек Селенги, Чикоя и Хилка эоловые формы рельефа перемещаются на юг, а в Баргузинской котловине – преимущественно на северо-восток. Средняя скорость площадной дефляции, определенной по археологическим данным, за 1000 лет составила 0,6 см/год, а измеренная по естественным реперам – 1-8 см/год [10].

В районе развиты классические эоловые формы рельефа, представленные дюнами, барханами, грядами, кучевыми песками, многочисленными котловинами выдувания. В настоящее время и на положительных аккумулятивных, и на отрицательных формах видны следы дефляционной переработки. Максимальная скорость движения барханных песков достигает 16 м/год в районе с. Большая Кудара, минимальная – 0,22 м/год в урочище Монхан- Элысу. Средняя скорость составляет 6-8 м/год [10]. В эоловый круговорот вовлечена и лесостепная территория Восточного Забайкалья.

Даурское звено замыкает Восточно-Сибирскую систему эолового круговорота вещества Центральной Азии (рисунок 2). Даурская степь выступает ареной интенсивной дефляции и представляет собой коридор, через который происходит эоловая миграция вещества с северо-запада на юго-восток – из Забайкалья в соседние районы Монголии и Китая. В геоморфологическом отношении территория представлена Приононской и Онон-Торейской равнинами. Встречаются также участки мелкосопочника, холмисто-увалистого рельефа, островные горы.

Вдоль оси эолового коридора с северо-запада на юго-восток, в соответствии с господствующим направлением ветровых потоков, происходит закономерная смена морфологических комплексов рельефа с различным характером эоловой деятельности, то есть отмечается его своеобразная зональность. К северу от широтного отрезка долины р. Онон в пределах Приононской песчаной равнины следы эоловой деятельности хорошо видны на современных космических снимках, показывающих, что соленосные отложения озерных котловин переносятся в юго-восточном направлении. При этом контуры озерных отложений приобретают каплевидную форму. Ветер постепенно заносит мелким песком все неровности степного рельефа. Деятельность ветра не ограничивается только дефляцией и выполнением западин; вся поверхность равнины представляет собой зону активного транзита эолового материала. При пересечении долины р. Онон эоловые литодинамические потоки «разгружаются» на правом берегу реки, создавая здесь современные дюны высотой 3-5 м.

Эоловой обработке подвержены все крупные озерные котловины, образующие озерный пояс, вытянутый параллельно широтному отрезку долины р. Онон и делящий Онон-Торейскую равнину примерно пополам. При этом эоловые бугры и вложенные в них котловины выдувания сформированы вдоль северных побережий озер. Песчаные эоловые бугры сильно развеяны и в настоящее время представлены лишь краевыми частями в виде отдельных фрагментов. Так, в котловине урочища Глубокий лог глубина котловин выдувания центральных частей развеянных бугров нередко достигает 5-7 м, а диаметр колеблется от 50 до 500 м. Часто котловины выдувания, соединяясь друг с другом, образуют причудливые в плане лабиринты. В разрезе песчаных наносов, слагающих сохранившиеся части эоловых бугров повсеместно наблюдаются горизонты погребенных почв мощностью от 5 до 30 см, число которых нередко достигает 10 и более. К нижним горизонтам погребенных почв приурочены культурные горизонты археологических памятников эпохи поздней бронзы – раннего железа. На дне котловин выдувания встречаются остатки растительности в виде истлевших стволов и корневищ кустарников диаметром до 10 см. Все отрицательные формы рельефа, наблюдаемые на поверхности равнины, экранированы горизонтами водоупорных плотных озерных глин.

Южнее озерного пояса на аккумулятивных озерных и аллювиальных террасах также широко распространены котловины выдувания. Особенно хорошо они выражены в долине р. Ималки, в пади Нарин-Кундуй, на высоких озерных террасах. Ориентировка их длинных осей также совпадает с направлением господствующих в Даурии северо-западных ветров. В озерных котловинах в сухие годы на осушенных участках литорали формируются современные аккумулятивные эоловые формы рельефа. Такие формы часто встречаются на поверхности дельт, делювиальных и пролювиальных шлейфах.

Экспериментальные наблюдения за эоловой миграцией вещества проводились в отрогах Нерчинского хребта на Харанорском стационаре. Низкогорный рельеф участка исследований (см. рисунок 2, IV) состоит из отдельных массивов, сопок, чередующихся с падями. Поверхность территории отличается сглаженностью и округлостью форм. Значительную роль в придании этого облика современному рельефу сыграли эоловые процессы. За период наблюдений отмечалось от 2 до 15 пыльных бурь в год. При этом модуль эоловой миграции вещества менялся от 26 до 361 г/м². Наибольшее количество эоловых отложений в пылеуловителях накапливалось в днище пади и в нижней аккумулятивной части склонов южной экспозиции. Следует заметить, чтоболее тесная связь величины эоловой аккумуляции отмечается с климатическим показателем дефляции, а не с количеством пыльных бурь.

Дефляционный потенциал ветра здесь более 100, наиболее дефляционно опасные месяцы года – апрель и май, в которые ДПВ часто составляет 20-30. Интенсивность процессов меняется от центра коридора (сухих днищ озерных котловин) к периферии (отрогам хребтов) в несколько тысяч раз. При этом средние скорости дефляции на степных склонах составляют сотые или десятые доли миллиметра в год, а снос с вершинных поверхностей с разреженным травостоем увеличивается до первых миллиметров.

Средние скорости эоловой аккумуляции варьируют от 0,18 до 3,0 мм/год, а максимальные в отрицательных формах рельефа (в оврагах и озерных котловинах) иногда достигают 0,7-1,5 м за 2-3 года. По данным изучения темпов накопления донных осадков в западной наиболее глубокой части озера Зун-Торей с помощью изотопа ¹³⁷Cs установлено, что скорость осадкообразования за период, прошедший после основных ядерных испытаний на Семипалатинском полигоне и Новой Земле в среднем составляла около 3 мм/год [12]. При этом основная часть седиментационного материала имеет эоловое происхождение, так как поступление вещества со склонов и с речным стоком практически исключено.

Обобщение количественных данных по скорости дефляции и эоловой аккумуляции показывает широкий диапазон изменения интенсивности процессов в Даурском эоловом коридоре. Максимальные скорости характерны для оси коридора, где в озерных котловинах мощность динамически активного слоя, участвующего в современной эоловой миграции вещества, достигает полутора метров. При удалении от озерных котловин к поднятым денудационным окраинам коридора скорость эоловых процессов снижается на несколько порядков величин и част осоставляет десятые и сотые доли миллиметра. Суммируясь в геологическом масштабе времени, такие темпы эоловых процессов вызывают заметную перестройку рельефа.