Минерализация и её режим в голомиктических водоёмах

Зональные и нолизональные озёра

В водоёмах стоково-приточного типа (табл. 3.2 на стр. 110) важнейшей составляющий водно-солевого баланса служит приток воды с водосбора. Зональные водоёмы этого типа питаются стоком рек, формирующимся на водосборах в гумидных ландшафтах с промытыми почвогрунтами водой при её инфильтрации. В грунтовых, речных и озёрных водах тундры и лесной зоны обычно мало легкорастворимых веществ, содержащих ионы Na", СГ. Поэтому воды имеют преимущественно малую (<200 мг/л) или умеренную (200−500 мг/л) минерализацию и гидрокарбонатно-кальциево-сульфатный состав. Солевой состав озёрных вод в этой таблице представлен гидрохимическими фациями (Максимович, 1955). Они обозначаются последовательностью символов преобладающих, в мг/л, трёх ионов (например, фация HC03>Ca>

Малая минерализация воды в зональных озёрах подтипов СД4 и СП| водного баланса, расположенных на равнинах, объясняется достаточно большой долей атмосферных осадков в структуре водносолевого баланса, особенно, если она больше доли испарения. Стоково-дождевые озёра имеют малый удельный водосбор, вследствие чего они слабопроточны. Озёра стоково-приточные с большими значениями удельного водосбора более проточны (например, полизональные Телецкое, Атабаска), низкая минерализация и гидрокарбонатно-кальциевая вода в которых формируется на водосборах в высокогорьях Алтая и Канады (табл. 11.2).

В степных озёрах на равнине (Балатон) и в горах (Севан) минерализация повышенная:

• — из-за усиления испарения промывной режим почв сменяется капиллярным подъемом растворимых сульфатных и хлориднонатриевых солей к поверхности водосборов, что приводит к увеличению минерализации склонового стока в реки и озёра;
• — в структуре их водного баланса доля испарения существенно больше не только стока, но и атмосферных осадков (подтипы ИП₄ и ИПз);
• — в трансформации химического состава начинает играть заметную роль смена трофического состояния с олиготрофного, на мезои эвтрофный. Во всём озере или только в его литорали и в мелководных заливах, зарастающих макрофитами, фотосинтез водных растений вызывает пересыщение воды СаСОз, образование кальцита и его садку в донные отложения^[1].

В результате трех этих процессов в фациях вод Киву, Танганьики, Ньясы, небольшие водосборы которых находятся в горном лесостепном поясе экваториальной Африки, содержание ионов SO4 или Na больше, чем Са. Еще ярче эти процессы проявляются в оз. Титикака (фация Na>>S0₄), самом высокогорном и минерализоТаблица 11.2.

Минерализация (ЕС) и фации состава воды в крупных озерах мира ((р — их удельный водосбор)

Примечание: ¹ Атлас. Онежское озеро, 2010;² Атлас. Ладожское озеро, 2002;³ Water quality of World River Basins. GEMS; UNEP, 1995 (по: Никаноров, 2008);⁴ Селегей B.B., Селегей T.C. Телецкое озеро. 1978;⁵ Никаноров, 2011;⁶ Алекин, 1970;⁷ Казангапова Н. Б. Гидроэкологические последствия антропогенного воздействия на озера аридной зоны (на примере оз. Балхаш), 2003;^х Whelan J.A., Petersen С.А. Great Salt Lake, Utah: Chemical and Physical Variations of Brine, Water-Year 1973 / UGMS Water-Resources Bulletin 20. 1975.

ванном из пресных озёр в табл. 11.2. Это озеро расположено в Андах на высоте 3810 м, в пустынно-степной межгорной котловине Альтиплано¹, где слой испарения с водной поверхности превышает 1 м/год.

Озёра испарительно-приточного воднобалансового типа в бессточных котловинах становятся солоноватыми. Например, в теплом мономиктическом Иссык-Куле, ставшем бессточным всего полтора века назад, летом на хорошо прогревающихся галечниковых отмелях происходит интенсивная садка СаСОз с формированием известковых наростов на камешках-ядрах кристаллизации. Этот процесс, замедляющий осолонение озёрной водной массы, называют литификациеи, а образующиеся разноразмерные камни серого цвета и нередко причудливой формы — литификатом" .

Исключительно длительная фаза маловодного стока в Центральной и Средней Азии, усиленная отводом воды на орошение, привела к уменьшению притока воды в бессточные озера Монголии, Западного Китая и солоноватого (в 1960;х годах — 10%о) Аральского моря. В оставшихся от него двух южных плёсах, соединенных проливом, средняя минерализация уже достигла 34%о (2000 г.).

Гидролого-гидрохимически разнотипные крупные и глубокие озёра имеют время внешнего водообмена многие годы. Благодаря ежегодным конвективным циркуляциям вод в большинстве из них и штормовому перемешиванию обширных акваторий, минерализация их водной массы и фация солевого состава практически неизменны от года к году по площади и глубине во все сезоны года. Лишь в приустьевых заливах минерализация может отличаться от среднеозёрной на ±10 мг/л в отдельные фазы водного режима притоков'.

тропроводности воды (рис. 11.2).

В Ладожском озере установлена тенденция повышения элск;

Рис. 11.2. Многолетний тренд среднего значения удельной электропроводности воды

(мкСм/см) в Ладожском озере (по: Ладожское озеро… 2002).

Это — свидетельство роста минерализации, связанного с тем, что Ладож-^[2][3][4]

ское озеро загрязняется не только сточными водами, но и атмосферными осадками. В их трансграничном переносе над Европой при взаимодействии промышленных дымов с водяным паром образуются ионы SO4. Они, выпадая с дождями, снижают pH в озерах. Этот процесс называют ацидофикацией озёр. Он характерен для маломинерализованных озёр Скандинавии и Севера России. В их водах — низкое содержание иона НСО3 и невелика буферная ёмкость. Чем больше выпадает кислотных дождей, тем сильнее закисление, вызывающее сокращение численности ценных пород рыбсиговых, кумжи, форели. Для ослабления ацидофикации малых озер применяется известкование, нейтрализующее закисление и восстанавливающее природную величину pH.

Обследование 20 малых озёр Подмосковья^[5] показало увеличение содержания ионов S0₄, Na, Cl в их водах. С 1920;х по 1970;е годы концентрация этих второстепенных составляющих солевого состава местных вод в некоторых озёрах возросла втрое. Это же загрязнение атмосферы достигло даже Байкала. Расчёт его солевого баланса показал (табл. 11.1), что суммарный речной приток ионов SO4, Na, Cl превысил ежегодный их сток в Ангару. Это со временем может повлиять на рыбопродуктивность озера, в особенности — на численность ценного омуля.

Бессточные водоёмы постепенно осолоняются и становятся солоноватыми и даже солёными в маловодные годы и более или менее распресняются в многоводные. Эти изменения определяются не только размером водосбора, но и объёмом озёрной водной массы: чем она меньше, тем больше изменчивость её минерализации. Поэтому в неглубоких озёрах при значительных межгодовых колебаниях притока в них речных вод, уровня и объёма воды изменяется величина минерализации, а в солоноватых озёрах малого и среднего размера в многоводные годы сульфатные фации могут сменяться гидрокарбонатными.

В солоноватых озёрах нередки сильные различия минерализации и солевого состава воды в разных по размеру и глубине плёсах, если между ними затруднён водообмен. Так, например, в восточном плёсе Балхаша минерализация в 2,5 раза больше, чем в западном плёсе. Из-за узости и мелководности пролива Узун-Арал между плёсами в нем господствует стоковое течение (Судольский, 1991) из-за пониженного в восточном плёсе уровня, так как испарение с него намного больше, чем приток воды пересыхающих речек с его водосбора. Ещё сильнее различия химического состава вод между Каспием и его заливом Кара-Богаз-Гол, представляющим собой самосадочный водоём сульфатного класса в пустыне.

При сопоставлении малых и среднего размера озёр одной природной зоны, находящихся в одинаковых гидроклиматических условиях, обнаруживается неоднородность их химического состава и значительный диапазон изменчивости минерализации озёрных вод. В верховьях правых притоков Печоры находится свыше 6 тысяч тундровых озёр площадью от 1 га до 20 км² и более¹. Средняя озёрность территории — 55%, а в отдельных частях — до 70%. Преобладают термокарстовые озёра, многие из них объединены в три озерно-речные системы — Харбейские, Вашуткины, Падимейские. По структуре водного баланса они относятся к трём подтипам сточных озёр (табл. 3.2 на стр. 110) из-за различий в величине удельного водосбора (от (р= 4 до 170) и глубины (от 1 м до 40). Большое разнообразие условий водообмена в сочетании с литологическими особенностями отдельных участков территории определяют в озёрах летом и зимой колебания минерализации воды от 25 до 50 мг/л разных гидрокарбонатных фаций HCCb>Ca>НСОз>Са>1Ча и даже сульфатной S0₄>Cl>Ca в бессточных озерках. Не менее разнороден химический состав воды озёр с минимальным удельным водосбором (<�р ~ 2), относящихся к стоково-дождевому подтипу СД₄. При минерализации 30−60 мг/л фации их солевого состава различны: НСОз>№>Са, НСОз>Са>№ и S0₄>HC03>Na. В годы малой водности такое озеро может быть периодически сточным испарительноприточного или испарительно-дождевого типа.

Еще большим диапазоном минерализации воды и пестротой ионного состава отличаются тысячи озёр в зоне смешенных лесов Мари-Эл, Чувашии и в лесостепной зоне Среднего Поволжья². От лесных озёр гидрокабонатого класса с минерализацией 17 мг/л до 820 мг/л в озерах агрокультурных ландшафтов. Среди них 36% озер имеют состав НС0з>Б0₄>Са и 24% - HCC>3>Cl>Mg. Воды остальных 40 % озёр относятся к другим гидрокарбонатным фациям, к трём сульфатным фациям и даже к трём хлоридным. Много лесостепных солоноватых карстовых озер с водой разнообразного химического состава (табл. 11.3), которые по величине минерализации^[6][7]

могут превосходить полупустынные озёра.

Подобное разнообразие солевого состава и минерализации пресных, солоноватых и соленых озёр наблюдается и в горах Средней Азии на Тянь-Шанских сыртах (высота — до 3500 м) и в Восточном Памире (табл. 11.3) на ещё больших высотах. В пустынных их предгорьях на правобережье Амударьи, в Арнасайской и в Сарыкамышской впадинах встречаются лишь бессточные озёра сульфатного класса (фация S (>4>Na> и др.) и хлоридного класса с минерализацией свыше 700 мг/л. В водном балансе этих озер значительна антропогенная составляющая — сброс воды с орошаемых плантаций хлопчатника, используемой для промывки засоляющихся почв.

Таблица 11.3.

Минерализация и ионный состав воды в небольших озёрах

Примечания. ¹ Уникальные экосистемы солоноватоводных карстовых озер Среднего Поволжья. — Казань: Изд-во КГУ, 2001. — 254 с.;² Филонец П. П., Омаров Т. Р. Озера Центрального и Южного Казахстана. — Алма-Ата: Наука, 1973. — 198 с.; ³ Пересыхающее на 2−3 года озеро становится сенокосом, но «…под 1,5-метровым грунтом во влажном илу обнаружены живые караси в состоянии своеобразного анабиоза» общей массой до 2 кг. Рауче Е. Ф. О рыбном населении высыхающих озер // Вестник Моек, ун-та. География. — 1966. — № 1. — С. 114; ⁴ Никитин А. М. Озёра Средней Азии. — Л.: Гидрометеоиздат, 1987. — 105 с.

Кратерные озёра. Специфично формирование химического состава воды в озёрах, представляющих собой водоем в кратере активного вулкана, в котором через фумаролы (трещины или отверстия) дна периодически происходит выделение флюидов (горячих вулканических газов). Гидрохимические наблюдения в 1974;1995 гг. на таком озере в вулкане Малый Семячик (в 100 км к северу от г. Петропавловск-Камчатский), показали, что 117-метровая толща вод озера летом практически однородна по температуре, минерализации и химическому составу воды. Это объясняется конвективным перемешиванием водной массы, возбуждаемым нагреванием придонного слоя воды и восходящим током растворяющегося в воде и нагревающего ее газа над фумаролой. Вода в озере солоноватая 16−17%о сульфатного класса (фация HS0₄>C1>A1) с большим содержанием алюминия, железа, кальция и отсутствием гидрокарбонатов, pH воды менее 0,97 (ультракислый раствор). Подобный состав воды имеет кратерное озеро вулкана Руапеху на Северном острове Новой Зеландии. Еще большая минерализация воды (около 100%о) той же фации и pH = 0,3 в солёном озере вулкана Кава-Иджсн на о. Ява.

Вода кратерного озера Малый Семячик пересыщена растворенным углекислым газом, а содержание в ней 0₂ — менее 2 мг/л от поверхности до дна. Изотопный анализ озёрной воды показал, что в объёме водной массы (10 млн. м³) доля ювенильной воды, образующейся при дегазации магмы, составляет 0,2%. В составе воды обнаружены повышенные концентрации редкоземельных элементов (стронций, рубидий, цезий, скандий и др.), пригодные для их добычи из озера¹'^[8][9].

Долинные водохранилища. Они отличаются от озёр воднобалансового подтипа СП[ большей (в среднем — в 10 раз) проточностью. Сезонные изменения минерализации зависят от притока речных вод. Хотя их минерализация в половодье минимальна, наибольшая масса растворенных веществ в водохранилища поступает с водосбора в многоводную фазу водного режима. Однако, это приводит к снижению минерализации воды в водоёме из-за того, что она в реке меньше, чем в водохранилище. В летнюю межень, когда реки переходят на грунтовое питание, повышается минерализация поступающей воды. Одновременно в водоёме увеличивается испарение. Чем больше доля испарения в водном балансе, тем заметнее повышается минерализация. В Цимлянском водохранилище она увеличивается на 2−7% (в жаркие годы), в Чардаринском (р. Сырдарья) — до 10%. В дождливую осень бывает небольшое понижение средней минерализации воды. Зимой в водохранилищах она возрастает обычно до наибольших значений из-за сработки весенне-летних вод и притока с водосбора вод зимней межени. При льдообразовании в среднем лишь 10% растворенных в воде солей вмерзает в нарастающий снизу ледяной покров, что несколько увеличивает минерализацию воды в подледном слое. Таким образом, внутригодовые колебания минерализации в большинстве водохранилищ выражены сильнее, чем в пресных озерах. В водохранилищах Волжского и Днепровского каскадов при перемещении водных масс от водоёма к водоёму эти колебания сглаживаются, а время появления минимальных значений минерализации в них смещается с весны на лето и даже осень в Каховском водохранилище^[10].

Для создаваемых в аридных природных зонах водохранилищ характерно увеличение минерализации воды в первые годы их сооружения. При затоплении земель происходит выщелачивание из грунтов ложа легко растворимых сульфатных и хлоридных солей. Например, в первые годы эксплуатации Кайраккумского водохранилища (р. Сырдарья) среднегодовая минерализация сбрасываемой из него воды была на 20% выше, чем в воде, притекающей с гор. В глубоких водохранилищах Мид и Пауэл на р. Колорадо в США, такое повышение минерализации проявилось сильнее — на 30 % (на 80 мг/л она превышала минерализацию речной воды). По мере заиления ложа различие между минерализацией вод притока и стока уменьшалось. Самозасоление обоих водохранилищ и водохранилища Флеминг-Годж (р. Грин-Ривер — приток р. Колорадо) прекратилось через 6−10 лет после их заполнения до НПУ.

• [1] Кристаллы кальцита обнаружены микроскопическим анализом в донных илахСевана (Кузнецов, 1970).
• [2] Дно обширного древнего плейстоценового озера.
• [3] Озеро Иссык-Куль (Очерки по физической географии). — Фрунзе: Илим, 1978. — 210 с.
• [4] Ладожское озеро. Атлас. — СПб.: ИОз РАН, 2002. — 130 с.
• [5] Ершова М. Г. // Оценка ресурсов и качества поверхностных вол (на примере Московского региона). — М.: Изд-во МГУ, 1989. — С. 153−157.
• [6] Голдина Л. П. География озёр Болынеземельской тундры. — Л.: Наука, 1972. — 102 с.
• [7] Озёра Среднего Поволжья / отв. ред. И. Н. Сорокин, Р. С. Петрова. — Л.: Наука, 1976.-236 с.
• [8] Анисимова Е. П" Пастухов Д. Ф., Сперанская А. А., Фазлуллин С. М. Особенности термодинамического режима вулканического озера // Вулканология и сейсмология. — 1994. — № 2. — С. 71−75.
• [9] Takano В., Matsuo VM., Suzuki К., Fazlullin S. Bathymetry and chemical investigationof crater lake at Maly Semiachik Volkano, Kamchatka // Water-Rock Interaction. Rotterdam: Brookfield, 1995. p. 47−50.
• [10] Гидрология и гидрохимия Днепра и его водохранилищ. Киев: Паукова думка, 1989.216 с.