Озерные воды

Озера содержат природную воду в объеме около 176,4 тыс км³. Только на территории России почти 3 млн. озер. 98% этих озер мелкие. Почти вся озерная вода России сосредоточена в 15 крупных озерах. По запасам пресной воды озера уступают только подземным водам и льдам Арктики, Антарктики и многолетней мерзлоты. Почти весь доступный запас пресной воды сосредоточен в 20 крупных озерах мира с глубиной более 100 м. Только озеро Байкал, самое глубокое (1620 м), содержит почти 26% мировых запасов доступной озерной пресной воды. На долю Великих Североамериканских озер (Эри, Онтарио, Гурон, Верхнее и Мичиган, суммарная площадь 30 тыс. км² , объем воды 5,4 тыс м³ ) приходится только 18% этих запасов.

Озера представляют собой замкнутые или полузамкнутые системы, водоемы с замедленным водообменом. Поэтому их воды в ряду природных поверхностных и по режиму, и по гидрохимии являются отчасти как бы переходными между речными и морскими. Этот переход между речными и морскими водами достаточно сложен и объясняет то разнообразие озер, которое наблюдается на Земле и проявляется по самым разным параметрам, по размерам, по глубине, по водному режиму, по составу. Это разнообразие связано прежде всего с климатическими условиями и режимом озера.

Проточность(зарегулироанность). Запасы воды в озерах сменяются в среднем раз за 17 лет. В отдельных бассейнах эта сменяемость зависит от объема воды в озере и от его ежегодного поверхностного притока. Эта сменяемость для отдельных озер, т.е. отношение общего объема озера к величине его стока (V/Q), называется проточностью. При относительно больших площадях поверхности в этом балансе заметную роль играет потеря влаги при испарении в атмосферу. В условиях избыточной влажности и высокого расположения уровня грунтовых вод испарение не в состоянии компенсировать приток воды с атмосферными осадками, с поверхностным и подземным стоками. Поэтому в условиях влажного климата объем воды в озерах растет до тех пор, пока не заполнит озерный бассейн, и не найдет сток в бассейн океана. Озеро становится проточным, в котором приток почти равен поверхностному оттоку, а по периоду возобновления воды не существенно отличается от рек. Поэтому роль испарения и подземного стока в формировании их состава, как и в случае речных вод, очень ограниченная. Как следствие этого, про­точные озера по составу воды мало отличаются от речных вод их притока и стока. С понижением влажности климата поверхностный и подземный приток воды в озера уменьшается, а испаряемость влаги с их поверх­ности увеличивается. Кроме того, в условиях недостаточной влажности аридного климата растет минерализация и ионный сток подземных вод. Вследствие этого солевой обмен отстает от водообмена, и минерализация озерной воды увеличивается. Однако, наибольшие изменения в составе вод происходят, когда поступления речной, дождевой и подземной воды перестают превышать потери влаги с испарением. Тогда площадь озера увеличивается пока не будет достигнуто равновесие между притоком влаги и ее потерей через испарение. Такое равновесие ведет к накоплению солей при относительной стабильности объема воды. Озеро становится бессточным, и почти все соли приносимые в него поверхностными и подземными водами накапливаются в нем и увели­чивают его минерализацию. В конечном итоге в таких озерах может быть достигнуто предельное насыщение воды солями и выпадение последних в осадок. Так начинается процесс галогенеза.

Таким образом, в зависимости от режима все озера делятся на проточные, бессточные и озера с временным стоком. В первых имеется непрерывный поверхностный сток. Во-вторых, сток отсутствует. К последним относятся озера с сезонным или очень ограниченным стоком, в которых избыток воды и солей периодически сбрасывается.

Рисунок 0‑7. Типичное распределение температуры в летний сезон в озере, находя­щемся в поясе умеренного климата.

Проточные (прес­ные) озера распространены в России на севере, в условиях гумидного климата с избыточной или нормальной влажностью. На юг эти озера сме­няются периодически проточными и в условиях аридного климата бессточными (солеными) озерами.

Замедленный водообмен наблюдается и внутри самих озер. Чем больше глубина озера, чем выше минерализация и стабильней температура его вод, тем больше препятствий для перемешивания его вод. Относительно хорошо перемешиваются воды неглубоких и небольших проточных озер. В глубоких озерах смешивание вод либо почти полностью отсутствует, либо носит периодический и ограниченный характер. Такие озера называются меромиктическими озерами, т.е. неполного перемешивания. Смешивание вод в таких озерах определяется изменением плотностной стратификации вод вследствие изменения температур и минерализации вод. В пресных озерах умеренной полосы, в которых температура приповерхностных вод зимой опускается ниже 4⁰ С, а летом поднимается выше 4⁰ С, наблюдается два периода смешивания водообмена): весенний и осенний (. Эти периоды разделяют периоды относительного застоя вод, называемые летней и зимней стагнациями.

В периоды циркуляций воды разных глубин перемешиваются, а их состав становится одинаковым независимо от глубины. Летняя стагнация таких озер характеризуется разделением всей толщи вод на два этажа с разными температурными, гидродинамическими и гидрохимическими свойствами. Верхний этаж называется эпилимнионом, нижний - гиполимнионом. Их разделяет относительно узкий слой металимниона или термоклина (температурного скачка). Эпилимнион характеризуется относительно хорошей циркуляцией и стабильной по вертикали температурой. Термоклин выделяется резким изменением температуры в относительно малом интервале глубин. Он характеризует переход от эпилимниона к гиполимниону. Последний выделяется наибольшей застойностью в период стагнации и относительно небольшим изменением температуры с глубиной. В полярнных озерах, где температура воды ниже 4⁰ С суще­ствует почти весь год, циркуляция может осуществляться только в середине лета. В субтропических и тропических пресных озерах с температурой всегда выше 4⁰ С полная циркуляция осуществляется только зимой или в наиболее холодное время года, когда приповерхностные воды становятся самыми тяжелыми. Периодичность и зональность циркуляции озерных вод определяет их гидрохимический режим, и его связь с климатом.

Изотопный состав влаги озер определяется изотопным составом и количеством осадков на их территории, изотопным составом и расходом их поверхностных и подземных водопритоков, расходом оттока вод и, наконец, изотопным составом и расходом влаги теряемой на испарение. В водах озер вследствие потери влаги на испарение концентрация тяжелых изотопов водорода и кислорода всегда выше, чем в водах источников их питания. Для проточных озер гумидных районов, в балансе которых испарение не играет существенной роли, изотопный состав влаги практически тот же, что и в питающих их реках. Поэтому высокоширотные озера имеют более низкие концентрации дейтерия и ки­слорода-18, низкоширотные - более высокие. В аридном поясе, где испарение влаги как правило определяет водообмен озер, их общий изотопный состав характеризуется заметным дефицитом лег­ких изотопов. Пересыхающие озера территорий с аридным климатом отличаются повышенными концентрациями тяжелых изотопов водорода и кислорода. Наиболее обогащена тяжелыми изотопами (D/H=0,0178 ат% и ¹⁸O/¹⁶O=0,2055 ат%) вода закрытых бассейнов в (4) условиях с аридным климатом.

Рисунок 0‑8. Изменения δD и δ18O в реках, озерах, дождевых водах и в снегу (по Крейгу [74]).

Большое теоретическое и прикладное значение имеет поведение тя­желых изотопов водорода и кислорода в процессе галогенеза, особенно в эвапоритовых бассейнах связанных с водами океана. Исследования показывают, что в природных условиях изотопный состав эвапоритовых бассейнов может варьировать в широком диапазоне, в зависимости от условий испарения. При самых благоприятных условиях минимальное содержание дейтерия и кислорода-18 в рассолах морского генезиса на любой стадии выпаривания не будут ниже -4% в случае dD и -0,3% в случае d¹⁸O. Эти выводы позволяют использовать изотопные данные влаги ископаемых рассолов для оценки их генезиса (5).

Минеральный состав озерных вод в значительной степени зависит от их режима. Их минерализация меняется от нескольких десятков мг/л до 300-350 г/кг. Она закономерно увеличивается в сторону зон аридного климата. В климатических зонах избыточной и нормальной влажности (гумидный климат) распространены проточные озера с пресной водой. В зонах скудного и ничтожного увлажнения (арид­ный климат)преобладают озера бессточные или периодически ситочные с солеными водами или рассолами.

Для проточных озер характерна относительно большая сменяемость вод в условиях достаточно высокой влажности воздуха и хорошей промы­тости окружающих пород. Поэтому доля влаги теряемой с поверхности озер в их общем балансе не велика. Роль геологических факторов в привносе солей и формировании состава проточных озерных вод весьма ограничена, так как даже воды подземного стока в этих условиях обладают очень низкой минерализацией. Вследствие этого проточные озерные воды являются ультрапресными или пресными. Они имеют сбалансированный состав питающих их природных вод, среди которых преобладают речные и метеорные. Поэтому по условиям формирования воды проточных озер мало отличаются от речных. Чем больше емкость озера и его проточность (зарегулироанность), т.е. отношение объема всей его водной массы к -величине притока (V/Q), тем меньше состав озерной воды зависит от сезонных колебаний состава речных вод. В больших замерзающих озерах, где вода, по крайней мере, дважды в год полностью перемешивается, состав ее очень стабилен.

По преобладающим ионам воды проточных озер обычно гидрокарбонато-кальциевые, очень редко гидрокарбонатно-натриевые или магниевые. В этих водах всегда натрия заметно больше, чем хлора и, согласно классификации В.А. Сулина, они относятся к гидрокарбонатно-на­триевым или к сульфатно-натриевым водам. Такими водами обладают такие крупные озера, как Байкал, Онежское, Ладожское, Мичиган, Гурон, Эри и другие.

Главной особенностью временно сточных и бессточных озер является высокая минерализация их вод. Величина этой минерализации и солевой состав вод являются результатом сложного взаимодействия балансов влаги и солей в течение года. При благоприятных условиях воды таких условий могут достигать предельного насыщения, при котором образуются солевые осадки. Минерализованные (минеральные) озера, в которых происходит садка солей, называются самосадочными, а озера, сохраняющие рапу круглый год, называют рапными. По условиям формирования и составу выделяют три принципиально разные группы минерализованных озерных вод: карбонатные, сульфатные и хлоридные озера.

Карбонатные или содовые озера формируются за счет выпаривания относительно маломинерализованных поверхностных и подземных вод. Это воды преимущественно территорий с достаточно хорошо промытыми породами, т.е. те природные воды которые, согласно В.А. Сулину, характерны для континентальной обстановки при условии глубокого промыва пород. Тогда минеральные компоненты вод обеспечиваются преимущественно процессами выветривания пород и разрушения полевошпатовых минералов. Кальций и магний выводятся из состава этих вод в виде карбонатов и при катионном обмене, а гидрокарбонатов остается достаточно для образования в растворе соды. Содовые озера такого типа встречаются относительно редко. В их растворе кроме соды присутствуют хлорид и сульфат натрия. При высокой минерализации из вод этих озер могут осаждаться соли: летом - хлорид натрия и тенардит (Na₂SO₄), зимой - десятиводная сода (Na₂CO₃×10H₂O) и мирабилит (Na₂SO₄×10H₂O). Содовые озера такого типа известны на юге Западной Сибири, в Бурятии и Читинской области, в северном Казахстане. В Турции к этому типу относится озеро Ван. В Чили к этому типу относится озеро Таменгикаси с минерализацией воды 287 г/л.

Известны содовые озера образованные за счет выпаривания глубоких термальных вод гидрокарбонатно-натриевого типа. Примером могут служить озера Магади и Натрон, расположенные в восточной Африке на территории Кении и Танзании. Рядом с озером Натрон расположен вулкан Ол-Доиньо-Ленгаи, при извержении которого изливаются карбонатитовые лавы богатые натрием и углекислотой. В районе этих озер и на их берегах, согласно Н.А.Маринову, разгружаются подземные термальные воды в виде родников. Минерализация этих вод варьирует от 15 до 33 г/л, а их состав характеризуется резким преобладанием гидрокарбонатов (56-69 мг-экв%) и натрия (до 99 мг-экв%). Дно и берега озера Магади на площади около 75 км² покрыты толщей троны (Na₂CO₃ NaHCO₃×2H₂O) мощностью до 40 м.

Таким образом, в составе карбонатных соленых озерных вод преобладающим анионами, как правило, является карбонатные, а среди катионов натрий. По классификации В.А. Сулина эти воды являются гидрокарбонатно-натриевыми, так как в их составе присутствует сода (NaHCO₃, Na₂CO₃). Их солевые осадки являются важным источником добычи соды.

Физические и химические характеристики главных озер мира (НиканоровА.М., Гидрохимия, 2001)

Сульфатные озера представляют наиболее распространенный тип соленых озер. Они формируются за счет солей недостаточно промытых пород. В составе подземных и речных вод, питающих эти озера, ведущую роль играют хлориды натрия, но существенное значение имеют сульфаты. Последних так много, что они образуют сульфаты натрия. Поэтому, согласно классификации В.А. Сулина, эти воды относятся к сульфатно-натриевым. Концентрирование этих солей в озерах при испарении приводит к образованию соленых сульфатных озер. Характерной чертой этих озер является относительно высокая минерализация вод, до 346 г/кг, и присутствие сульфатов натрия, что придает воде горько-соленый вкус. Состав сульфатных озер находится в тесной зависимости от сезонных колебаний температур и атмосферных осадков. В условиях резко континентального климата вследствие этого садка мирабилита может происходить преимущественно в осенне-зимний период года, при низких температурах, когда его растворимость заметно падает (с уменьшением температуры воды от 25-30⁰С до 10⁰С растворимость сульфата натрия уменьшается в 3-4 раза). Летом часть осажденного мирабилита может переходить обратно в раствор. При благоприятных условиях летом в этих озерах может идти садка тенардита, мирабилита и астраханита (Na₂SO₄ ×MgSO₄× 4H₂O).

Сульфатные соленые озера распространены на территории Центрального Казахстана, например озера Ажбулат и Кашкан-Тениз. Сульфатными являются такие крупные озера как Аральское, Балхаш, Иссык-Куль. В солевом балансе Аральского моря большую роль играют материковый сток и потери сухой соли в прибрежной зоне в атмосферу с ветром. С озерами именно этого типа связана добыча таких солей, как мирабилит (Na₂SO₄×10H₂O) и тенардит (Na₂SO₄). Необходимо подчеркнуть, что воды содовых и сульфатных озер отличаются от вод проточных озер только высокой минерализацией и преобладающими ионами. И те и другие по классификации В.А. Сулина относятся к одним и тем же типам гидрокарбонатно- или сульфатно-натриевых вод, т.е. являются озерами исключительно континентального, речного формирования.

К хлоридным озерам относятся те, в которых хлорида заметно больше, чем натрия и калия. Вследствие этого в составе их вод присутствуют хлориды магния или даже кальция. Минерализация вод в этих озерах достигает 306 г/кг. В их составе преобладают хлорный и натриевый ионы, а по классификации В.А. Сулина они относятся к хлоридно-кальциевому, реже хлоридно-магниевому типам. Формирование такого состава связывается с проникновением больших количеств либо морских, либо глубоких подземных вод. По этому принципу хлоридные озера делят на две группы: морские и континентальные (материковые).

К первым относят озера, состав вод в которых формировался при участии непосредственно морской воды. Это озера отделившиеся от морей и образовавшиеся из бывших заливов, бухт, лиманов и т.д. Уровень воды в этих озерах обычно ниже уровня моря, и этим поддерживается постоянная фильтрация морской воды в озеро. Среди этих вод часто встречаются хлор-магниевые по В.А. Сулину, т.е. воды морской обстановки. Наиболее известным озером такого типа является Каспийское, которое относительно давно потеряло связь с океаном. В формировании его минерального состава большую роль играют материковый сток и потеря солей в заливе Кара-Бугаз-Гол.

Ко второй группе относятся озера достаточно удаленные от моря. Наиболее реальным источником хлоридов в этих озерах могут быть только подземные воды. Обычно это хлор-кальциевые, реже хлор-маг­ниевые воды. Как показывают исследования, наиболее четко выраженный хлор-кальциевый тип озерных вод формируется лишь в тех случаях, когда имеется значительный подток подземных вод такого же типа.

На материках распространены преимущественно хлоридные озера второй группы. К ним относятся озера Прикаспийской низменности (Баскунчак), северного Казахстана (Кучук, Экибастуз и др.), Большое Соленое озеро в США и Мертвое море в Израиле.

В озерах Северного Казахстана подземный сток, составляющий только 0,6-6,7% общего притока воды, обеспечивает от 2,8% до 90,9% их общего поступления солей. Особого внимания заслуживают восокогорные озера Большое Соленое озеро в США и Сасык-Куль на Памире, а также Мертвое море. Первое является бессточным, хотя расположено на 1300 м выше уровня моря. Оно имеет длину до 130 км и глубину до 10 м. В него впадает несколько небольших рек. Минерализация воды 130-220 г/л. Минерализация в зависимости от уровня воды, колебания которого обусловлены количеством осадков. За время своего существования с раннечетвертичного времени оно дважды высыхало. Второе, озеро Сасык-Куль, расположенное на высоте 4 км, на Памире (Таджикистан). Тем не менее, это озеро содержит рассол хлоридно-натриевого состава с минерализацией 141 г/кг и со значительным содержанием бора. Мертвое море, называемое также Асфальтовым, имеет длину до 76 км и ширину до 16 км, при глубине около 400 м. Уровень воды на 395 м ниже уровня моря. Воды имеют минерализацию 437 г/кг. Со дна озера всплывает асфальт. Питание этого озера осуществляется на треть за счет реки Иордан. Две трети притока обеспечивают подземные хлор-кальциевые рассолы, которые разгружаются по тектоническим разломам. Присутствие глубинных источников питания таких озер подтверждается повышенным содержанием калия и микрокомпонентов (F, Sr, Rb, B и др.). Воды Мертвого моря содержат до 4-6 г/л K, 4-6 г/л Br, самое большое количество для поверхностных вод, и около 0,06 г/л Rb.

Относительно ограниченная распространенность хлоридно- кальциевых озерных вод объясняется неустойчивостью солей хлорида кальция в поверхностных условиях. Он взаимодействует с сульфатами и гидрокарбонатами, которые поступают в больших количествах с поверхностными водами, образуя плохо растворимые сульфаты и карбонаты кальция. Соли поверхностных вод взаимодействуют с солями подземных согласно следующим реакциям:

CaCl₂ + 2NaHCO₃ ® CaCO₃ + 2NaCl₂ + H₂ O + CO₂

CaCl₂ + Na₂SO₄ + 2H₂O ® CaSO₄ ×2H₂O + 2NaCl

CaCl₂ + MgSO₄ + 2H₂O ® CaSO₄×2H₂O + MgCl₂

Поэтому присутствие хлорида кальция в озерах свидетельствует о его стабильном поступлении с глубинными водами.

Изменение состава природных вод в границах отдельных озер зависит от их проточности, формы и размеров, однородности вод притока и температурного режима. Так в Ладоге изменение минерализации и состава наблюдается только в местах впадения рек Сясь и Волхов. Озеро Балхаш делится на соленую восточную и пресную юго-западную части. При этом минерализация меняется преимущественно за счет натрия и хлора более, чем в 4 раза. В озере Иссык-куль пресная вода реки Джаргалан растекается по поверхности более соленой воды озера (минерализация 5,8 г/кг) слоем 1-2 м. В непромерзающих озерах с хорошо прогретыми водами на поверхности может формироваться заметная стабильная стратификация вод по составу. В таких озерах минерализация вод может заметно увеличиваться с глубиной. Примером может служить озеро Солар на Синайском полуострове. В этом озере глубиной 6 м четко выраженный хемоклин наблюдается в 0,5-1,0 м от поверхности. При этом минерализация воды увеличивается от 7 г/кг в эпилимнионе до 190 г/кг в гиполимнионе. В озере Киву, расположенном в одной из впадин Восточно-Африканской рифтовой системы, минерализация вод сверху вниз увеличивается от 1 до 4 г/л. Аналогичная картина наблюдается в озерах морских побережий (в Японии, Норвегии). Различие в солености может вызвать стабильное расслоение воды, которое не нарушается даже в периоды весенней и осенней циркуляций. Тогда на глубине формируется застойная зона минерализованных вод. Граница между этими зонами с резким изменением минера­лизации и плотности озерных вод с глубиной называется хемоклином. В большинстве достаточно глубоких озер гумидной зоны гидрохимическая стратификация существует только в периоды стагнации и выражена. В таких озерах хемоклин обычно совпадает с термоклином. Так в озере Байкал с глубиной 1620 м сезонные колебания состава наблюдаются только на глубинах до 100 м. Глубже сезонные изменения состава вод исчезают.

Железо чутко реагирует на характер изменения Eh и pH. Оно привносится в озерные воды подземными в форме закисного железа - Fe⁺². В окислительной обстановке у поверхности железо окисляется до окисного формы и образует плохо растворимые гидрооксиды (Fe(OH)₃), которые оседают на дно, образуя озерные руды:

2FeCO₃ + O + 3H₂O ® 2Fe(OH)₃ + 2CO₂ + 29 ккал

FeS₂ + 7O + 8H₂O ® FeSO₄×7H₂O + H₂SO₄

12FeSO₄ + 3O₂ + 3H₂O ® 4Fe₂(SO₄)₃ + 2Fe₂O₃× 3H₂O

Окисление происходит с участием микроорганизмов. Эти руды представляют собой лимонит (бурый железняк), смесь разных минералов железа с преобладанием гетита (FeOOH). Такие руды с примесью окиси марганца встречаются, в частности, во многих озерах Карельского перешейка, но больше всего их в Красном и Правдинском озерах. Во времена Петра Великого недалеко от Петрозаводска на местных озерных рудах работал Кончозерский чугуноплавильный завод.

Так в донных осадках накапливается окисленное железо, которое в восстановительной обстановке переходит в растворимую закисную форму. В итоге в поверхностном слое озерных вод железо практически отсутствует, а в придонном слое достигает 30-40 мг/л.

Связанный азот в озерных водах присутствует преимущественно в форме . Аммониевый и нитритный азот в присутствии кислорода легко окисляются до нитратного и потребляются фитопланктоном. Некоторые организмы способны усваивать молекулярный азот атмосферы. Организмы отмирая обеспечивают обогащение осадков органическим азотом. Деструкция этого органического веще­ства приводит к обогащению придонных вод аммонием, нитритами и нитратами. Вследствие этого в летний период азотные соединения накапливаются преимущественно в нижних слоях озер, где их концентрация иногда достигает десятков мг/л. Зимой содержание соединений азота увеличивается и в приповерхностных водах. Так в озере Байкал в приповерхностных водах весной исчезает, а в подледной воде зимой его содержание достигает 0,080-0,090 мг/л. В озере Киву содержание аммония достигает 9,1 мг/л.

В озере Киву содержание кремния составляет 1,4 мг/л.

Особую роль в биологическом равновесии озер играет биогенный элемент фосфор. Как правило, продуктивность органического вещества в озерах пропорциональна его содержанию. Содержание фосфора измеряется сотыми долями мг/л. Например, в озере Красном на Карельском перешейке его среднее содержание достигает 0,044 мг/л. В озере Киву содержание фосфора достигает 0,15 мг/л.

В эпилимнионе P активно поглощается фитопланктоном. Поэтому его содержание в приповерхностных водах летом снижается, а зимой заметно увеличивается. Так в озере Байкал содержание фосфатного фосфора в приповерхностных водах весной составляет только 0,002-0,003 мг/л, а в подледной воде зимой достигает 0,010-0,015 мг/л. Из эпилимниона P выводится в составе детритаили в адсорбированном состоянии. Особенно сильно его адсорбируют окислы железа. Этот фосфор накапливается в донных осадках вместе с органикой. Вследствие разложения ОВ этот фосфор освобождается и переходит в раствор. В восстановительной обстановке, когда железо восстанавливается, большая часть адсорбированного фосфора также переходит в раствор. В периоды весенней и осенней циркуляций этот фосфор возвращается в эпилимнион.

Органическое вещество

Озера представляют собой экосистемы с преобладанием пастбищной трофической цепи, которую начинают консументы (растения и водоросли), а завершают консументы. В тесных условиях озер очень важно равновесие между продуктивностью тех и других. Избыток продуцентов ведет к накоплению мертвого органического вещества и расходованию кислорода. Чем больше накапливается этого органического вещества, тем меньше кислорода остается биотрофам. Поэтому нарушение биологического равновесия в озере может привести к вымиранию аэробных биотрофов и бурному развитию растительности, фитопланктона, вызывая цветение водоема. Недостаток органического вещества также сдерживает развитие лимнопланктона.

В большинстве озер устанавливается некоторое естественное биологическое равновесие между массой фитоплантона и зоопланктона. Даже незначительное нарушение этого равновесия в пользу фитопланктона может вызвать необратимый процесс вырождения зоопланктона. Поэтому относительное содержание и изменение фитопланктона и детрита в озерах служат критерием их биологического состояния. Именно поэтому лимнологи особое внимание уделяют органическому веществу и тем факторам, которые контролируют его содержание.

Такими факторами служат содержание дефицитных биогенных элементов, а именно O, P, N и другие. Но особое значение имеют те, содержание которых минимально и, которые поэтому ограничивают биологическую продуктивность озер. Как правило, таким наиболее дефицитным биогенным компонентом оказывается P. Замечено, что количество бактерий в озерной воде прямо пропорционально содержанию в них P. Поэтому именно содержание фосфора часто используется в качестве показателя питательности (трофичности) озерной воды. Содержание этого элемента контролирует массу фитопланктона, а следовательно, и ОВ.

В зависимости от содержания биогенного вещества (6), т.е. от кормности или трофности все озера, согласно А. Тинеману и Э. Науману, делятся на олиготрофные, мезотрофные, эвтрофные и дистрофные озера.

Олиготрофными(малопитательными) являются озера с относительно низким содержанием биогенных веществ, прежде всего P и N, и, как следствие, низкой продуктивностью органического вещества. В этих озерах общая масса фитопланктона не превышает 1 г·м^-3, содержание хлорофилла обычно меньше 1,5 г·м^-3, а БПК₅ в водах этих озер падает ниже 0,6 мгО/л. Воды этих озер прозрачные, насыщенные кислородом на любой глубине не менее, чем на 60-70%. В некоторых озерах летом содержание О₂ с глубиной даже увеличивается, что обусловлено его более высокой растворимостью при более низких температурах. Из-за ограниченности содержания биогенных веществ эти озера бедны фитопланктоном, и его органические остатки почти полностью минерализуются и не накапливаются в илах. Они содержат мало растворенных и взвешенных органических веществ и отличаются прозрачной чистой водой с зеленовато-голубым оттенком. Благодаря этому создаются условия благоприятные для размножения зоопланктона и других живых организмов.

Такие озера формируются в горах, сложенных кристаллическими породами. Но чаще в эту группу попадают относительно крупные озера, такие как Онежское, Ладожское, Байкал, Великие Северо-Амери­канские и другие. В этих озерах вследствие большой площади ограничена роль прибрежной растительности, а благодаря большим глубинам, зоны фотосинтеза и разложения органического вещества удалены друг от друга.

.

Рисунок 0‑9. Идеализированное распределение температуры и раство­ренного кислорода в олиготрофном и эвтрофном озерах. Увеличение кон­центрации О2 с глубиной в олиго­трофном озере летом обусловлено более высокой растворимостью О2 при более низких температурах (по Вецелю [338]).

Мезотрофные озеразанимают промежуточное положение между эвтрофными и олиготрофными. В этих озерах общая масса фитопланктона находится в интервале 1-3 г·м^-3, содержание хлорофилла обычно меняется от 1,5 до 10,0 г·м^-3, а БПК₅ характеризуется значениями 0,7-1,7 мгО/л. Насыщенность их вод кислородом средняя

К эвтрофнымозерам(очень питательными) относят водоемы с обильным содержанием биогенных элементов и питательных веществ, прежде всего соединений N и P. Это неглубокие озера, хорошо прогреваемые летом, с благоприятными условиями для развития растительности и фитопланктона, которые обеспечивают ограниченную, но автохтонную продуктивность органического вещества. В этих озерах общая масса фитопланктона равна 3-10 г·м^-3, содержание хлорофилла обычно 1,8-4,2 г·м^-3, а БПК₅ достигает 1,8-4,2 мгО/л. Вода этих озер отличается низким содержанием кислорода, особенно в гиполимнионе зимой. Так как их илы богаты органикой их придонные воды могут быть заражены сероводородом. При водообмене в таких эфтрофных озерах сероводород и другие токсичные вещества могут попасть на глубины эпилимниона и вызвать массовую гибель рыб (заморы).В водах эпилимниона насыщенность кислородом обычно заметно выше. При хорошем прогреве вод богатых кислородом и другими био­генными элементами создаются условия благоприятные для развития зоопланктона и других живых организмов.

Эти преимущественно небольшие озера распространены на территории лесной и лесостепной зоны, где относительная роль аллохтонной органики не велика и в средней полосе европейской части России с плодородными почвами. Эти озера характерны для Карельского перешейка. Вода эвтрофных озер характеризуется низкой прозрачностью, зеленым или буро-зеленым цветом.

Наконец, к дистрофным относятся озера бедные биогенными ве­ществами, но с высоком содержанием аллохтонного органического ве­щества, в котором преобладают гуминовые кислоты. Их побережье часто заболочено, а на дне накапливаются торфянистыми отложе­ниями. Со временем такие озера превращаются в торфяные болота. Их воды от­ли­ча­ются низким содержанием кислорода и бурым цветом.

Таблица 79. Шкала трофностиозер по биомассе фитопланктона (В) и по соднржанию в нем хлорофилла (по работе Трофимова "Состав и продуктивность фитопланктона разнотипных озер Карельского перешейка", Л., 1979, 168 с.)

Эти озера распространены на севере, в условиях тундр и лесной зоны, где широко развиты болота, и в озера поступает большое количество аллохтонного органического вещества, представленого слабо минерализованными гуминовыми кислотами. Фотосинтез в них ослаблен, продуктивность автохтонной органики не велика, развитие зоопланктона низкое.

Все озера существуют в условиях естественного равновесия, которое соответствует природному содержанию биогенных веществ. Это равновесие имеет очень хрупкий характер, оно может быть легко нарушено, и его очень трудно восстановить. Поэтому привнос избытка биогенных компонентов, особенно фосфора, или просто мертвого органического вещества ведет к образованию избыточной автохтонной органики и к дефициту кислорода, т.е. к нарушению этого равновесия. Следствием этого является избыточное воспроизводство фитопланктона, детритаи зарастание озера. Олиготрофное озеро постепенно превращается в эвтрофное. Такой процесс искусственного увеличения трофности озер называется антропогенным эвтрофированием. Сопротивляться этому легче относительно глубоким озерам, где зона фотосинтеза и разложения органического вещества удалены друг от друга по глубине. Относительно неглубокие олиготрофные озера особенно чувствительны к нарушениям равновесия их биосистемы. Главными признаками антропогенного эвтрофирования олиготрофных озер является увеличение количества фитопланктона до сильного цветения сине-зеленых водорослей уменьшение кислорода и даже появление сероводорода в зоне гиполимниона.

Так сброс избытка ОВ, как отходов целлюлозной промышленности, и привнос дополнительного P вследствие использования фосфорных удобрений в береговой зоне приводит к нарушению равновесия в Ладожском озере. Вследствие этого нарушается баланс свободного кислорода, что угнетающе действует на всю его фауну.

В связи с использованием фосфорных удобрений резко увеличилось поступление фосфора с промышленными и сельскохозяйственными сбросами. В частности, с середины 60-х годов прошлого века поступление P в Ладожское озеро увеличилось в 3 раза. С середины 1970-х годов органическая продуктивность вод Ладожского озера стала постепенно расти, и вскоре превысила первоначальную почти в 10 раз. С 1983 года было замечено падение содержания O₂ в его водах. Это приводит к увеличению продуктивности фитопланктона, т.е. к евтрофированию водоема. Таким образом, в Ладожском озере появились все признаки антропогенного эвтрофирования. Только уменьшение поступления P в 2 раза, может возвратить озеро к слабо мезотрофному состоянию.

Аналогичные признаки были отмечены в свое время и в Великих озерах Североамериканского континента, в озерах Швеции, Швецарии, Венгрии (оз. Болотон). Содержание P в сточных водах заметно снизилось, когда в конце 1960-х годов были уменьшены его концентрации в коммерческих детергентах и улучшены методы его удаления из сточных вод.

Газовый состав

Поведение газовых компонентов зависит от режима озер. На тер­ритории России распространены преимущественно в проточные пресные озера. В их водах изначально преобладают газовые ком­поненты атмо­сферного происхождения. Однако, в газовом режиме озер большое зна­чение имеют газовые компоненты биогенных и геологических источ­ни­ков. Этот газовый режим зависит прежде всего от климатических ус­ловий, от присутствия сезонного льда на поверхности и подвержен сезонным изменениям. В незамерзающих озерах содержание газовых компонентов меняется в течение года заметно меньше, чем в промер­зающих. Большое влияние на газовый режим оказывает трофность, глубина озера и его геологические условия.

Трофность оказывает заметное влияние на содержание кислорода, двуокиси углерода, сероводорода и метана. В эпилимнионе содержание кислорода поддерживается близким к равновесному с атмосферой. Летом, в период сильного цветения, происходит насы­щение или даже перенасыщение приповерхностных вод кислородом. Днем в этот период его содержание достигает 20 мг/л. Максимальные концентрации сохраняются до ледостава. Напротив, углекислый газ летом интенсивно расходуется на фотосинтез, и его содержание в водах эпилимниона незначительно. В периоды стагнации содержание кислорода с глубиной падает, а содержание двуокиси углерода растет. В водах гипо­лимни­она кислород расходуется на окисление органического вещества, и его содержание тем ниже, чем выше трофность озера. В оли­готрофных озерах его высокое содержание может сохраниться почти на всей глубине озера. Например, в Аральском море высокое содержание кис­ло­рода отмечается почти во всей толще воды. В эвтрофных озерах дефицит кислорода может наблюдаться даже в зоне эпилимниона. Напротив, двуокись углерода образуется и накапливается в водах гиполимниона. В донных и придонных водах, напротив, кислород расходуется на деструкцию осаждающихся органических остатков. Поэтому в этих водах накапливается двуокись углерода при дефиците кислорода. Летом во таких озерах наблюдается отчетливая вертикальная стратификация вод по содержанию кислорода, аналогичная температур­ной. В периоды весен­ней и осенней гомотермии кислород и двуокись углерода этих озер распределяется равномерно по всей их толще. Зимой, после ледо­ста­ва, когда фотосинтез и биохимические процессы подавлены, содержание кислорода заметно снижается в водах как эпилимниона так и гиполимниона. В этот период в придонных водах кислород может быть полностью израсходован. Тогда может случиться замор, т.е. массовая гибель животных, в частности рыб, чувствительных к содержанию кислорода. В этот период заметно накопление двуокиси углерода.

При избытке органического вещества на глубинах гиполиниона при отсутствии кислорода окислительно-восстановительный потенциал может упасть до отрицательных значений. Тогда появляются условия благоприятные для образования сероводорода и метана.

Сероводород образуется вследствие восстановления серы и сохраняется в заметных количествах только восстановительной обстановке. Такие благоприятные анаэробных условия для сульфатредукции могут появиться в гиполимнионе и донных осадках мезатрофных и эвтрофных озер. Поэтому в меромиктических озерах сульфатредукция пртекает на глубинах ниже термо- или химоклина. При этом содержание сульфатов почти не влияет на интенсивность процесса. Гораздо важнее количество ОВ, поступающего в анаэробную зону. Интенсивность этого процесса зависит от величины окислительно-восстановительного потенциала и трофности водоема. Так в озере Беловодь во Владимирской области сероводород появляется на глубине 10-12 м непосредственно в слое температурного скачка, а генерация его связана с глубиной 13,5-16 м, где Eh имеет значения от -60 до -100 мВ, и с донными осадками. Сероводород ниже термоклина замечен во многих мезотрофных и эвтрофных озерах России. Он обнаружен в слое температурного скачка в некоторых Мазурских озерах Польши. Содержание сероводорода в них достигает 0,14 мг/л и уменьшается вверх и вниз от этого слоя. В озере Кнаак (штат Висконсин, США) содержит сероводород на глубинах 1,5-3,5 м, ниже термоклина, несмотря на очень низкое содержание сульфатов. В озерах, образованных при разливе Амазонки в период падения уровня реки, в сентябре-октябре, сероводород с концентра­цией до 0,4 мг/л обнаруживается даже в приповерхностных водах.

Но самые высокие концентрации сероводорода обнаружены и в минерализованных озерах. Когда минерализация увеличивается с глубиной, придонные рассолы сохраняют анаэробные условия в течение десятков или сотен лет. В таких условиях при достатке органического вещества в глубоких озерных водах накапливается много сероводорода. В Большом Соленом озере по данным Хютчинсона содержание сероводорода достигает 780 мг/л. Так в Мертвом море сероводород присутствует на глубинах более 40 м. В конце 1978 года американский спутник Landsat зафиксировал смену голубого цвета этого озера на черный. Исследования показали, что в озере произошел переворот воды, и глубокие темные воды, насыщенные сероводородом, оказались на поверхности. Причиной тому было нарушение природного равновесия, вызванное чрезмерным использованием пресных вод притока на орошение. Вследствие того, что до Мертвого моря доходило только 20% пресных вод реки Иордан, его опресненный верхний слой стал самым минерализованным и тяжелым.(5)

Метан накапливается в заметных количествах преимущественно в эвтрофных озерах. Он обнаружен и в ряде озер Республики Мари-Эл, которые находятся в пермских известняках казанского яруса и имеют карстовую природу. В период летней стагнации, в слое термоклина на глубинах 3-5 м в них появляется сероводород, метан и двуокись углерода. Максимальная концентрация метана достигает 136,6 мг/л (191 мл/л) в озере Кузнечиха. Метан имеет изотопно легкий углерод, от -5,92 до -6,75% (4). Интенсивность образования метана достигает 0,75 м³ на каждый квадратный метр озера в год. Восстановительная обстановка и присутствие метана обнаружено даже на Антарктиде в соленом озере Асе на глубине 22 м.

Озерная вода отличается от речной тем, что в ней, благодаря замедленному водообмену, могут накапливаться газовые компоненты глубинного происхождения до очень высоких концентраций. Это касается прежде всего двуокиси углерода, метана и сероводород и т.д.

С двуокисью углерода глубинного происхождения в озерной воде может быть связана катастрофа в окрестностях озера Ниос в Камеруне, в августе 1986 года. Тогда облако смеси двуокиси углерода и возможно сероводорода накрыла территорию площадью более 25 км² и задушила более 1,7 тыс. людей окрестных деревень. Американские геологи предполагают, что виновна в этом магматические газы, которые поступали с содовыми источниками на дне озера, в кратере вулкана. Эти газы насытили придонные воды озера. В конечном итоге образовалась система, в которой более глубокие воды оказались менее плотными. Землетрясение спровоцировало всплытие вод, пересыщенных газом, на поверхность и выделение огромного облака удушливого газа. Так как газ был тяжелее воздуха, он распространялась ветром у самой поверхности земли. Имеются основания предполагать, что в составе облака кроме двуокиси углерода присутствовали CO и H₂S. Подобная катастрофа меньшего масштаба имела место в августе 1984 года на озере Монун, там же в Камеруне.(2)

Присутствие сероводорода в водах эпилимниона обычно связано с его поступлением в составе вод подземного стока. Примером может быть небольшое Серное озеро в Самарской области. Оно представляет собой искусственный водосборный бассейн, в питании которого боль­шую роль играют четыре минеральные источника, известные с 1717 го­да, как Сергиевские. Их воды сульфатно-кальциевые по составу, с минерализацией 2,7 г/л формируются в сульфатно-карбонатных биту­минозных породах калиновской свиты казанского яруса верхней перми и содержат до 78,5 мг/л сероводорода. В озерной воде его содер­жание вследствие окисления уменьшается до 49,5 мг/л. Иссле­дования материального и изотопного баланса серы показывают, что вследствие бактериального фотосинтетического и в меньшей степени хемосинте­тического окисления часть сероводорода окисляется до элементарной серы, которая накапливается в донных осадках. Поэтому в Серном озере в настоящее время происходит образование и накопление самородной серы. При дебите источников 5,5 тыс. м³×сут^-1 в озере ежедневно образуется до 150 кг серы.

Известный вулканолог Г. Тазиев, полагает, что метан озера Киву также имеет глубинную, магматическую природу. Именно метан привлек внимание к этому озеру, расположенном на 1460 м выше уровня моря. Его воды содержат двуокись углерода и метана, концентрации которых с глубиной увеличиваются и достигают на глубине 400 м соответ­ст­венно 1546 мл/л (3037 мг/л) и 434 мл/л (310 мг/л) (1). При этом на глубинах более 50 м молекулярный кислород полностью отсутствует. Исследования изотопного состава углерода метана озера Киву (-5,7%) показали, что одна треть его может образовываться вследствие фер­ментации и две трети путем восстановления CO₂.(3) В настоящее время большинство исследователей этого озера предпола­га­ет, что большая часть метана в этом озере образуется за счет восстановления CO₂, которая возможно имеет глубинную магматическую природу. Это не ме­шает некоторым исследователям, в частности и Г. Тазиеву, пола­гать, что метан озера Киву имеет глубинную, магматическую природу, так как в соседних аналогичных озерах, Танганьика и Ньяса, метан прак­тически отсутствует.

Общие свойства

Озерные воды формируются в условиях конкуренции между поверхностными и подземными водами. Состав проточных озер формируется преимущественно за счет речных вод при активном участии географических и биологических факторов. Влияние геологических факторов на их состав ограничено интенсивным водообменом. Начальный состав бессточных озер может быть задан речными, морским, или даже подземными водами. Это предопределяет то огромное разнообразие состава вод в бессточных озерах континентов. Каждое озеро имеет свой биоценоз, который приспосабливается к заданным природой условиям и активно влияет на состав озерной воды. Поэтому состав озерных вод формируется при непосредственным и почти равном участии всех факторов (географических, биологических и геологических). В условиях слабого водообмена с поверхностью в толще озер формируется гидрохимическая зональность, отражающая изменение состава вод в их толще.

В озерных водах диапазон возможных величин Eh существенно рас­ширяется в сторону отрицательных значений. Величины Eh умень­шаются от более 800 мВ в водах, насыщенных кислородом, до - 100 и менее в присутствии сероводорода. Снижение концентрации кислорода до 1 мг/л приводит к уменьшению Eh только до 810 мВ. Самых низких зна­чений окислительно-восстановительный потенциал достигает в придон­ных слоях эвтрофных и дистрофных озер. Концентрация водо­родного иона находится в зависимости от многих факторов и pH варь­ируется от 2 до 12. Самые кислые воды встречены в озерах райо­нов активной гидротермальной деятельности, в озере Кипящем на острове Кунашир и в некоторых вулканических озерах Японии. Наи­большие значения pH наблюдаются в соленых озерах, в которых среди катионов преобладают натрий и калий. Так в ряде озер Кокчетавской области Казахстана наблюдаются воды с pH 9,2-9,5. В Аральском море pH возрастает с глубиной и на отдельных участках достигает 9. Самое высокое значение pH обнаружено в водах озера Накуру Кении.

В проточных озерах величина pH находится в зависимости от концентрации двуокиси углерода и органического вещества. Летом вследствие понижения содержания двуокиси углерода величина pH поднимается выше 7,0. Придонные воды более богатые двуокисью углерода имеют pH менее 7. Таким образом, летом в приповерхностных водах проточных пресных озер формируется щелочная и окислительная среда, а в донных - кислотная и восстановительная. Зимой кислотная и восстановительная обстановка придонных вод может распространиться на всю толщу озерных вод.

Итак, на большей части России в приповерхностных водах озер, в эпилимнионе, формируется щелочная и окислительная среда, воды которой летом содержат много кислорода мало железа и нитратов, а в гиполимнионе и донных водах - кислотная и восстановительная с повышенным содержанием железа и соединений азота. В гиполимнионе при благоприятных условиях озерные воды могут содержать сероводород и даже метан. В период зимней стагнации термоклин поднимается ближе к поверхности или даже исчезает, и кислотно- восстановительная обстановка вод гиполимниона может распространиться на всю толщу озерных вод, и в ней увеличивается содержание железа, соединений азота, а иногда появляются в заметных концентрациях метан и сероводород. Ледостав усиливает сезонные изменения состава озерных вод. Исчезновение свободного кислорода в отдельных местах может привести к замору фауны.