Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Обменные процессы на границе вода донные отложения 7
1.1. Механизмы переноса и обмена фосфором на границе вода-дно 7
1.2. Факторы влияющие на обменные процессы фосфора между донными отложениями и придонной водой 12
1.3. Интенсивность обменных процессов фосфора в различных водоемах 21
Глава 2. Гидрологические, биологические и гидрохимические особенности и условия формирования донных отложений Можайского водохранилища. Методика полевых и лабораторных исследований 29
2.1. Характеристика Можайского водохранилища 29
2.2. Методика полевых и лабораторных исследований 38
Глава 3. Обмен и деструкция фосфорсодержащих соединений на границе вода-донные отложения в Можайском водохранилище 46
3.1. Пространственно-временная изменчивость трансформации фосфорсодержащих соединений и их выноса из донных отложений 46
3.2. Поток фосфора из донных отложений и оценка его составляющих 55
3.3. Режим фосфора и балансовая оценка его обменных процессов на границе вода-дно в период вегетации 66
Глава 4. Пространственное распределение и накопление различных форм фосфора в донных отложениях Можайского водохранилища 84
4.1. Закономерности пространственного распределения форм фосфора в донных отложениях. 84
4.2. Оценка накопления форм фосфора в донных отложениях 96
Заключение 102
Список литературы 104
- Факторы влияющие на обменные процессы фосфора между донными отложениями и придонной водой
- Пространственно-временная изменчивость трансформации фосфорсодержащих соединений и их выноса из донных отложений
- Режим фосфора и балансовая оценка его обменных процессов на границе вода-дно в период вегетации
- Оценка накопления форм фосфора в донных отложениях
Факторы влияющие на обменные процессы фосфора между донными отложениями и придонной водой
К основным факторам, влияющим на потоки Р из ДО в воду, относятся окислительно-восстановительные условия, рН, температура, биологическая активность микроорганизмов, содержание и состав OB, скорость осадкообразования.
Условия осадкообразования.
Условия осадкообразования выражаются в скорости осадконакопления, доли органического вещесва в оседающих взвесях, составе ОВ и интенсивности его распада.
Источникими Р в донных отложениях являются: 1) аллохтонные ОВ (продукты разложения наземной и болотной растительности, почв); 2) минеральные частицы, приносимые в водоем с водосбора или отлагающиеся на дне в результате разрушения берегов; 3) автохтонные ОВ и минеральные взвеси, создаваемые в водоеме. Основной источник автохтонного ОВ в донных отложениях -фитопланктон, в ряде водоемов существенную роль в формировании ОВ донных отложений играют макрофиты, наименьшее значение отводится зоопланктону и ихтиофауне. Также возможно осаждение нерастворимых фосфатов железа (III) из аэрированных вод и осаждение с СаСОз в слабощелочной области рН 8.3-8.5, когда при фотосинтезе происходит сдвиг карбонатного равновесия и подщелачивание среды, а при высоких концентрациях фосфатов в воде осаждение с гидроксилапатита.
Однако в большинстве случаев основным источником подвижных фосфатов в ДО является органическое вещество. Содержание ОВ в донных отложениях и соответственно Р в них будет зависить от его происхождения и от особенностей его трансформации в ходе седиментации. Фитопланктон, содержащий большое количество Р, при отмирании быстро распадается. При глубине водоема 7-12 м 80-90% отмершего фитопланктона разлагается в водной массе, не достигнув дна /21/. Однако экспериментальные исследования показывают, что за 30 суток при температуре 20С распадается только 60% лабильной фракции фитопланктона /4/. Макрофиты содержат меньше Р, медленнее разлагаются, но быстрее достигают дна, поскольку образуют более крупные частицы детрита. Аллохтонное ОВ (за исключением антопогенного происхождения) содержит еще меньше Р и гораздо медленнее распадается, чем фитопланктон и макрофиты. При низких темпах осадконакопления следует ожидать, что значительная часть лабильного ОВ успевает минерализоваться в водной толще или на поверхности дна еще до захоронения и в ДО медленно минерализуется более устойчивое к распаду ОВ. При высоких скоростях осадкообразования успевает захорониться даже сравнительно быстрораспадающееся ОВ, что обеспечивает более высокие скорости распада в ДО и следовательно большие концентрации Р в поровом растворе. М.В. Мартыновой /28/ при анализе большого количества озер и водохранилищ найдены положительные линейные корреляции первичной продукции фитопланктона с деструкцией ОВ и его накоплением в ДО: чем больше первичная продукция фитопланктона, тем больше деструкция и накопление ОВ в донных отложениях. По характеру связи водоемы делятся на три группы: к первой группе относятся водоемы, где ОВ донных отложений представлено почти исключительно отмершим фитопланктоном, а в формировании отложений водоемов второй и третий групп, помимо фитопланктона, участвуют другие источники ОВ (макрофиты и аллохтонная органика). Чем значительнее роль макрофитов в формировании ДО, тем выше величина деструкции и накопления ОВ, по сравнению с водоемами, где исключительную роль играет фитопланктон. G.C. Holdren et al. /82/ для донных отложений озера Wingra обнаружили область изменений концентрации Р в поровом растворе для станции с глубиной 3.5 м в интервале 0.029-2.15 мгР/л, для станции с глубиной 2 м, где распространены макрофиты, - 0.191-3.96 мгР/л. М.В. Мартыновой /28/ установлена линейная связь между продукцией фитопланктона и макрофитов, свидетельствующая об увеличении продукции макрофитов с повышением трофического уровня водоема.
Поэтому именно продуктивность водоема определяет в первую очередь уровень содержания ОВ и в частности Р в ДО и в поровом растворе, а значит и поток Р со дна. М.В. Мартыновой /27/ установлена линейная связь между первичной продукции водоема и потоком Р из донных отложений (рис. 1.1). Наибольшее увеличение потока Р со дна наблюдается при увеличении первичной продукции от 200 гС/м2год и выше.
Классическая модель, описывающая регуляцию потока Р из ДО, основывается на взаимодействии железа и фосфора при аэробных и анаэробных условиях. В анаэробной ситуации окисная форма Fe(III) переходит в растворенную закисную Fe(II). При этом восстановленная форма железа, а также связанный с ним Р возвращаются в поровый раствор. Эта схема была впервые предложена в 30-х годах Einsele, как указывает Д. Хатчисон /51/. Этим объясняется наблюдаемое повышение растворенного Р в глубинных водах, совпадающее с уменьшением содержания кислорода и возрастанием содержания закисного железа у дна. С.Н. Mortimer /95/ наблюдал, что при снижении содержания кислорода у дна приблизительно до 0.5 мг/л гидроокисные соединения железа и марганца, окрашивающие поверхностный окисленный слой осадков в буро-коричневый цвет, восстанавливаются и характерная окраска исчезает. Ниже окисленного слоя осадки находятся в восстановленном состоянии. В аэробных условиях гидроокисные соединения железа, алюминия и марганца, образующиеся и накапливающиеся в поверхностном окисленном слое, способствуют увеличению его сорбционной емкости по отношению к Р. С.Н. Mortimer рассматривал окисленный слой как препятствие диффузионному обмену растворенного Р между придонной водой и ДО. И.Б. Мизандроцев /34/ для северной части Байкала провел расчет выхода Р, используя уравнение макрокинетики: т2С1Ах \+ У&и&г+кРе-№ 0, (1.2) где С- концентрация растворенного Р в водонасыщенном пористом осадке, Р-концентрация органического Р детрита в пористом осадке, z - глубина, V - скорость осадконакопления, к - константа скорости распада фосфоросодержащего ОВ, Ка -константа адсорбции, по однослойной (восстановленные осадки (Ka=const)) и по двуслойной модели (с окисленным слоем (Kai Ка2, где Kai и Ка2 - константы адсорбции для окисленного и восстановленного слоя соответственно)). Им получено, что для стационарных условиях, плотность диффузионного потока Р из восстановленных и окисленных слоев с поверхности ДО должна быть практически одинакова, что не согласуется с представлениями о барьерной роли окисленного слоя С.Н. Mortimer /95/. Это можно объяснить тем, что в стационарных условиях поток определяется скоростью распада ОВ, а сорбции не играет роли.
Когда кислород в придонном слое истощается, происходит серия восстановительных процессов, приведенных в таблице 1.2 по /76/. С одной стороны, восстановление нитратов «тормозит» выход Р из ДО, что и наблюдали В. Bostrom, К. Pattersson /63/ в опытах с добавкой нитратов для стабилизации окислительно-восстановительных условий. С другой стороны, нитрификация увеличивают активность микроорганизмов и минерализацию ОВ. Железо восстанавливается некоторыми органическими соединениями, например щевелевой кислотой /76/. При дальнейшем понижении окислительно-востановительного потенциала (при сульфат-редукции) высвобождается оставшейся Р, связанный с железом, и восстановление железа с участием H2S идет по схеме: Fe +S - Fe +S, при этом образуется FeS, не растворимый в анаэробных условиях.
Пространственно-временная изменчивость трансформации фосфорсодержащих соединений и их выноса из донных отложений
Проведенные комплексные грунтовые съемки для постановки лабораторных экспериментов по деструкции ОВ в илах и выносу Р из ДО установили свойственную для водохранилищ пространственно-временную неоднородность деструкционных и обменных процессов в системе вода-донные отложения. Размах колебаний потока Р из ДО в летний период (конец июня) в период 1993-2000 г.г. показан на рис. 3.1 и отображает сильную изменчивость как в пространственном, так и в межгодовом плане.
Из-за свойственного водохранилищам большого размаха колебаний уровня, связанного с морфометрическими особенностями (главная из которых - асимметрия продольного и поперечного профиля ложа, выраженная в увеличении глубин от верховьев к плотине и от затопленных террасы или поймы к русловой ложбине), формируется пространственная гидродинамическая неравномерность осадконакопления. Кроме того, количество ОВ, приносимого с притоком в период половодья, должно сильно варьировать в годы разной водности и в зависимости от глубины предвесенней сработки полезного объема. Искусственное регулирование уровня может, например, оказывать следующее влияние: при сработке полезного объема часть дна водохранилища осушается и в летний период на этой территории развивается береговая растительность, которая при последующем заполнении водохранилища попадает в водную толщу. Кроме того, фитоценозы, развивающиеся на мелководьях в течение вегетационного периода, задерживают распространение поступающих с суши питательных веществ в открытые части водоема. В конце вегетационного периода и в течение зимы отмершая растительность разлагается, накопленные в ней за лето биогенные вещества возвращаются в воду и по окончании ледостава выносятся в открытые части водоема /40/.
Таким образом, деструкционные и обменные процессы в ДО должны в значительной мере зависеть от уровня наполнения водохранилищ, для которых характерны большие амплитуды колебания уровня, чем в озерах. В качестве гидрологических критериев можно рассматривать объем половодья и площадь зоны переменного затопления.
Объем половодья (Vn, млн. м3) рассчитывался по формуле: y„=(Wm-Wiaa) + VC (3.1) где Wmax и Wmin - объемы воды в водохранилище при минимальном уровне за день до начала подъема уровня и при максимальном на пике половодья соответственно, млн. м3, VC - суммарный сброс воды в нижний бьеф Можайского гидроузла за все время половодья, млн. м3. В расчетах использовались данные уровней водомерного поста Красновидовской лаборатории и данные объемов сброса Можайским гидроузлом. Объемы воды в водохранилище на искомый уровень рассчитаны по объемным кривым Можайского водохранилища, приведенным в /20/.
Площадь зоны переменного затопления или величина площади осушения Foc, км2, рассчитывалась как: F0C = Fs(/)- (/-l) (3.2) Fs(i) - площадь дна водохранилища при максимальном наполнении водами весеннего половодья і-го года, км2; Fs(i-1) - площадь дна водохранилища на момент ледостава предыдущего (і-l) года. Площади дна водохранилища были рассчитаны по батиграфическим кривым, приведенным в /20/.
Для анализа динамики обменных и деструкционных процессов, параметров грунта и придонной воды удобнее рассматривать не по отдельным станциям водохранилища, а брать средневзвешенные по площади русловой ложбины. В таблице 3.1 приведены средневзвешенные по площади русловой ложбины водохранилища значения содержания ОВ, деструкции ОВ и потока Р из донных отложений, температуры воды придонного горизонта и содержание в нем кислорода, а также объем половодья и площадь осушения в каждый исследованный год и уровень воды в водохранилище на момент съемки. За 1992 г. использованы данные из /24/.
Изменчивость стока половодья велика: за период наблюдений объем половодья менялся от 71,4 до 209 млн. м3, т.е почти в три раза, когда объем водохранилища при НПГ составляет 240 млн. м3. Динамика гидрологических факторов проявляется в чередовании многоводных и маловодных годов и периодов. На рисунке 3.2 хорошо прослеживаются маловодный период 1996-1998 г.г., многоводный - 1999-2000 г.г., а также выделяется многоводный год - 1995. Доля осушенных и впоследствии затопленных территорий (зон «осушения») может достигать 30% от площади дна Можайского водохранилища как, например, в многоводные 1995 и 2000 г.г. В эти годы отмечается большее содержание ОВ в грунте и большие потоки Р из ДО, чем в маловодные годы. Такая ситуация вполне закономерно: исследования потоков Р из ДО и деструкции ОВ в грунтах проводились в конце июня - в начале июля (см. раздел 2 главы 2), то источником ОВ в ДО в предшествовавший съемке период является не только продукция фитопланктона, которая на момент съемок еще не столь интенсивна, как во второй половине лета /45/, но и аллохтонная составляющая, которая, возможно, наиболее значима именно в начале лета /3/. Т.е. предпосылки для обменных и деструкционных процессов закладывались в предшествующий съемки период. Плавный ход межгодовых изменений содержания ОВ в грунте слоя 0-2 см, по-видимому, отражает не только поступление ОВ в данном году, но и хранит информацию о предшествующих годах, поскольку скорость осадконакопления меньше 2 см. Предположим, что поступление ОВ пропорционально объему половодья и величины площади осушения, которые рассмотрим в качестве характеристик предшествующего съемке периода. Обнаружены корреляционные зависимости потока Р из ДО с ними (рис. 3.3а,б). Ход интенсивности деструкционных процессов в зависимости от характеристик предшествующего съемке периода нарушен в 1996 г. (рис. 3.2). Это произошло вследствие отмеченного в этом году крайне низкого уровня воды, что способствовало более раннему формированию оптимальных температурных условий, способствующие повышенной биологической активности в ДО. Влияние уровенного и температурного режимов на деструкцию ОВ в ДО отражено на регриссионных зависимостях, изображенные на рисунках 3.3 в,г.
Морфометрически обусловленная неоднородность пространственного осадконакопления будет выражаться в уменьшении поступления ОВ на дно в направлении к плотине. В этом же направлении будет меняться и характеристики состояния грунта и придонной воды и скорости деструкционных и обменных деструкции ОВ в ДО (D0B, мгС/м2сут), уровня воды в водохранилище (L, м.абс), температуры воды придонного горизонта (t, С) и содержание в нем кислорода (Ог, мг/л) за период 1992-2000 г.г. процессов в русловой ложбине, осредненные их характеристики отдельно для трех районов (верхнего, среднего и нижнего) Можайского водохранилища представлены в таблице 3.2. В верхнем районе содержание ОВ ниже, чем в среднем и нижнем, но одновременно в этом районе отмечаются и самые высокие значения деструкции ОВ в грунтах. Сравнительно низкое содержание ОВ связано, по-видимому, с высокими темпами его переработки. При этом ОВ в ДО здесь обогащено Р (самое низкое отношение органического углерода к органическому фосфору (Сор1/Рорг)), как вследствие наименьшей трансформации в водной толще при седиментации, так большей и непрерывной поставкой аллохтонного и автохтонного ОВ. Вслествие относительного преобладания крупных фракций слагающего материала ДО в верхнем районе сорбционная емкость относительно меньше (наименьшее содержание неапатитовой фракции Р в ДО, см. табл. 3.2), чем в среднем и нижнем районах (более подробно о гранулометрическом составе и распределении фракций Р в ДО см. в главе 4). В верхнем районе сорбционные свойства грунтов не являются подавляющей преградой для потока Р из ДО, но и не служат значительным источником для него. Таким образом поток Р из ДО в верхнем районе обеспечивается интенсивными деструкционными процессами в ДО. В нижнем районе отмечались более высокие темпы переработки ОВ в толще воды, меньшие скорости деструкции ОВ в грунтах. Поступающее ОВ в ДО вследствие больших глубин в этом районе уже значительно переработано в водной массе и содержит гораздо меньше Р (отношение Сор(УРорг в ДО может достигать 500). К тому же в этом районе сорбционная емкость ДО выше вследствие более высокой дисперсности грунтов служит как бы буфером, аккумулируя фосфор, а потока Р из ДО контролируется редокс-условиями. Наиболее интенсивные потоки Р из ДО наблюдаются в среднем районе, где создаются оптимальные условия: поступление достаточного количества ОВ на дно и интенсивная его деструкция в ДО, как в верхнем районе, максимальные количеста аккумулированного сорбированного Р в ДО и в то же время часто наблюдаемые анаэробные условия, как в нижнем.
Режим фосфора и балансовая оценка его обменных процессов на границе вода-дно в период вегетации
Распределение фосфора в водохранилище определяется интенсивностью его внешнего и внутреннего водообмена, биохимическими процессами продукции и деструкции ОВ, а также обменными процессами с ДО. В небольшом стратифицированном водохранилище с замедленным водообменом пространственно-временная изменчивость концентрации Р проявляются особенно отчетливо.
Следует обратить внимание на ряд гидрометеорологических особенностей 1996 года. Сработка водохранилища перед началом весеннего заполнения составила рекордно максимальную величину 7,78 м (соответственно уровень воды - 175,22 м абс), чему способствовало выпадение небольшого количества осадков, которое за зимне-весенний период не превышало 70% от нормы. Половодье было достаточно растянутым и небольшим по объему, и к концу апреля уровень воды составил 178,68 м абс, в результате чего водохранилище не было наполнено до НПУ на 4,32 м. Лето этого года было теплее обычного в среднем на 1-2С. Самым жарким и дождливым месяцем был июль. Максимальная температура воды наблюдалась в августе (25.9 С), который был уникальным по своим метеорологическим показателям - в течение всего месяца стояла устойчиво теплая и практически безветренная погода. Уровень в летние месяцы медленно повышался и к октябрю достиг отметки 179,79 м абс. Сброс в нижний бьеф гидроузла начиная с конца февраля до середины сентября не превышал минимального расхода санитарного попуска (1,5 м3/с) и в течение всех летних месяцев стоковые течения в центральной и приплотинной частях водохранилища практически отсутствовали. Таким образом, гидрометеорологические условия 1996 г. позволяют достаточно надежно оценить обмен фосфора с дном и его внутримассовую трансформацию, поскольку режим фосфора в вегетационный период этого года определялся главным образом ими.
Результаты полевых наблюдений за вертикальным распределением в водной толще минерального, органического и общего Р во временном срезе с 16 мая (137 сутки с начала года) по 30 ноября (304 сутки) 1996 г. представлены на рисунке 3.6. На рисунках 3.7 и 3.8 приведены параметры воды (температура, электропроводность, послойная устойчивость, содержание растворенного кислорода в воде и его дефицит), определяющие условия трансформации в водной толще.
По интенсивности внутримассовой трансформации фосфорсодержащих веществ, определяемой регулярной внутригодовои сукцессией планктонного сообщества /16, 46, 47/ и гидрометеорологическими условиями, можно выделить следующие периоды: I - цветение диатомового комплекса, II - фаза "чистой воды" (раннелетний пик зоопланктона), III - цветение сине-зеленых и пирофитовых водорослей, IV - осенней гомотермии. Эти периоды обозначены на рисунках, а осредненные характеристики параметров водной среды приведены в таблице 3.6.
Период I наступает после прохождения половодья и сопровождается бурным развитие холоднолюбивого диатомового нанопланктона. В этот период прогревание воды после полного весеннего перемешивания формирует слоистую вертикальную структуру с сезонным слоем температурного скачка, разделяющим водную толщу на эпи- и гиполимнион. В этот период термоклин располагался на глубине 4,7 м (табл. 3.6). Температура в эпилимнионе была низкой и в среднем составляла 15,9С. Осредненные за период величины прозрачности воды (1 м), содержания органического Р (48 мкг/л) и кислорода (10,5 мг/л) в эпилимнионе указывают на проходящие здесь продукционные процессы.
Период II совпадает с раннелетним пиком развития водных беспозвоночных - зоопланктона, фильтрующая деятельность которых приводит к некоторому самоочищению воды. Этот период отличался крайне неустойчивой синоптической обстановкой вследствие частых смен циклонического и антициклонического типов погоды, о чем можно судить по температуре поверхностных слоев (наблюдалось три смены прогрева воды до 17-20С и охлаждения до 15-16С) и интенсивным и частым перемешиванием эпилимниона, о чем можно судить по изменяющейся устойчивости эпилимниона (рис. 3.7). Данные условия, по-видимому, наиболее способствовали развитию зоопланктонного сообщества при достаточно высоком уровне развития диатомого комплекса, и таким образом переработке накопленной фитопланктоном биомассы и биоседиментации. В этот период наблюдалась максимальная прозрачность воды за все время вегетации (1,6 м). В конце мая (149 сутки) произошло заметное снижение электропроводности воды по всей толще (рис. 3.7), что, возможно, связано с массовой седиментацией органических и минеральных взвесей. Содержание органического Р в эпилимнионе снизилось более, чем в 2 раза (табл. 3.6). Параллельно с этим происходило дальнейшее заглубление слоя температурного скачка (при сменах на холодную ветреную погоду). Гиполимнион также как и в I периоде характеризовался низкой устойчивостью, температура воды повысилась с 9 до 12С, но содержание кислорода в нем оставалось на том же уровне, а небольшие изменения содержания органического и минерального Р указывают на умеренное протекание процессов трансформации Р в воде и ДО и обменных процессов.
Период III наступает в конце июня-начале июля и может продолжаться до середины сентября. Это период превалирующего развития несъедобного сетного планктона (синезеленых и пирофитовых водорослей), который не только не регулируются беспозвоночными фильтраторами, но и может ингибировать жизнедеятельность бактериопланктона. Развитие сетного планктона в большей мере регулируется абиотическими условиями (температурными и гидродинамическими). По изменению содержания фосфора в водной толще и интенсивности цветения водорослей в этом периоде можно выделить следующие фазы:
Ша - умеренное цветение. Длительность этой фазы составила более 30 суток. Продолжительный период умеренного неравномерного цветения синезеленых водорослей определялся, по-видимому, незначительными запасами биогенных веществ, поступивших в водоем с водами небольшого по объему весеннего половодья, и резкими сменами погодных условий, частым чередованием потеплений и похолоданий. Температура поверхностных слоев воды составляла 18С и лишь к концу фазы достигла 19-20С (рис. 3.7) Концентрация минерального Р в фотическом слое превышала 10 мкг/л, но по уровню содержания органического Р в эпилимнионе можно заключить, что развитие планктонного сообщества было даже меньше, чем в период развития диатомовых. В гиполимнионе наблюдалось заметное снижение содержания кислорода (до 1,8 мг/л в среднем за фазу), что говорит об интенсификации деструкционных процессов в воде и ДО (температура воды в гиполимнионе достигала в среднем 15,5С). Устойчивость придонного горизонта повысилась (табл.3.6). Содержание минерального Р в гиполимнионе увеличилось и в среднем за фазу составило 87 мкг/л, что свидетельствует о регенерации фосфора из донных отложений.
Шб - первый пик цветения. Он проходил при температуре поверхностных горизонтов 20С. Конвективное и ветровое перемешивание воды во время циклонального похолодания способствовало заглублению слоя скачка плотности и поступлению в поверхностные слои богатых фосфором вод гиполимниона. Последовавшее затем резкое потепление с антициклональным типом погоды и достаточное количество биогенных веществ в трофогенном слое обеспечили всплеск развития синезеленых водорослей, в разгар которого концентрация Рорг в поверхностных слоях эпилимниона достигала 54 мкг/л. В то же время этот пик развития водорослей был лимитирован по фосфору: концентрация минерального Р в фотическом слое снизилась с 10-12 мг/л в первой половине фазы до 2-4 мкг/л во второй (рис. 3.4). Для наилучшего развития планктонных водорослей необходимо содержание минерального Р 20-50 мкг/л /15/. В гиполимнионе идет дальнейшее снижение содержания кислорода и рост концентраций минерального Р (табл. 3.6). Одна из причин значительного роста содержания органического Р в гиполимнионе - осаждение детрита из эпилимниона.
Шв - второй пик цветения. Повторный всплеск продуцирования фитопланктона в августе 1996 г. был обеспечен исключительно благоприятными погодными условиями и особенностями уровенного режима водохранилища в этом году. Интенсивный прогрев воды при практически полном отсутствии ветра привел к повышению температуры поверхностных горизонтов до 22-24С (рис 3.7). В эту фазу происходит образование ярко выраженного синоптического термоклина, сезонный заглубляется в придонные слои. Синоптический слой скачка именно в эту фазу резко разграничивал трофогенную и трофолитическую толщи. Для обменных процессов между ДО и водной толщей синоптический слой скачка имеет большее значение в эту фазу, в то время как сезонный лишь частично сдерживает поступление растворенных веществ из ДО. Продолжавшийся в течение всего предыдущего периода медленный подъем уровня воды привел к затоплению прибрежных мелководий, заросших приводной наземной растительностью. Оказавшись под водой, эта растительность погибала и при высокой температуре воды интенсивно начала разлагаться. Поступление в эпилимнион большого количества фосфора, освобождаемого при разложении литоральной растительности, и оптимальные температурные условия привели к максимальной за сезон вспышке цветения фитопланктона, только на этот раз преимущественно пирофитовых водорослей (Ceratium hirundinella), придающих воде темно-коричневый оттенок. Среднее содержание минерального Р в эпилимнионе во время этой фазы превышало 20 мкг/л, то есть лимитирующий эффект по фосфору отсутствовал. В эпилимнионе в первую половину фазы отмечается сильное преобладание продукционных процессов над деструкционными, на что указывают средняя концентрация органического Р - 112 мкг/л, кислорода - 10,4 мг/л, а в трофогенной толще пересыщение могло достигать 10 мг/л (рис. 3.8), однако во второй половине фазы произошла деградация планктонного сообщества и деструкционные процессы стали подавляющими, концентрация органического Р снизилась до 34 мкг/л, а кислорода - до 3,4 мг/л (табл. 3.6). Следует отметить, что электропроводность воды в трофогенном слое снизилась с 230 мкСм/см в начале фазы до 180-190 мкСм/см в середине. Такое снижение электропроводности может быть связано с комплексообразованием СаС03, вызванное сильным сдвигом карбонатного равновесия в сторону повышения рН вследствие фотосинтеза. Образованные карбонаты осаждаются из трофогенной зоны, с которыми вероятно и осаждение хемосорбированных фосфатов, однако в трофолитической толще возможно их частичное растворение за счет уменьшения рН при деструкционных процессах. Данное явление седиментационного-конвективного солеобмена трофогенного слоя с трофолитическим при продукционно-деструкционных процессах подробно описано в /17/. Средняя концентрация минерального Р в гиполимнионе еще больше увеличилась (до 159 мкг/л). В гиполимнионе ниже глубины 6 м растворенный кислород практически полностью отсутствовал и в пробах воды отмечался резкий запах сероводорода (рис 3.8). Сильное увеличение минерального Р могло быть вызвано лишь усилившимся выносом восстановленных растворенных форм из ДО, чему способствовали десорбционные процессы в ДО при анаэробных условиях. Интересно отметить, что устойчивость придонного горизонта значительно возросла по сравнению с фазой Шб. Однако, во второй половине фазы массовое осаждение органических веществ из трофогенного слоя в трофолитический, по-видимому, могло повлечь за собой соосаждение минеральных форм совместно с детритом на дно, что и наблюдается на рис. 3.6.
Оценка накопления форм фосфора в донных отложениях
Анализ содержания Р в грунтах Можайского водохранилища, а также полученные оценки деструкционных и обменных процессов (гл. 3) позволяют оценить не только запасы Р в ДО, но и накопление Р в грунтах.
Запас Робщ 10-см слоя ДО Можайского водохранилища рассчитан как средневзвешенный по площадям отсеков с учетом занимаемых площадей затопленного русла, поймы и террасы в каждом отсеке. Площади морфоэлементов отсеков представлены в табл. 4.3, получены с использованием батиграфических кривых /20/ и материалов подробной грунтовой съемки /10/. Данные о плотности грунта на 7 реперных станциях зоны аккумуляции распространялись на близлежащие отсеки характерного участка водохранилища, на затопленной террасе плотность грунта принималась равной 2 г/м3. Этот запас составил 4194 т. В зоне аккумуляции сосредоточено 82% запаса Р0бЩ, а в зоне транзита лишь 18%. В обеих зонах 30% приходится на Рорг, а в запасах Рмин 50% приходится на Рнеап Накопление Р в ДО зоны аккумуляции можно оценить балансовым методом, в котором приходная часть - поступление Р на дно (в частности ОВ как основного источника Р), расходная - выход Р со дна. В табл. 4.4 приведен ориентировочный балансовый расчет среднегодового накопления Р в ДО.
Приходная составляющая.
Количество аллохтонного ОВ, поступающего в водохранилище со стоком ВВ рек преимущественно во время половодья, составляет 2.5 тыс.т. В балансе ВВ в многолетнем плане эта величина вполне стационарна /10, 20/. В пересчете на площадь дна водохранилища и при концентрации Р в осаждающемся ОВ 1%, эта величина составит 860 мгР/м2. Седиментационный поток Р во время вегетации (май-сентябрь) по балансовым расчетам составлял 2550 мгР/м2 за весь период (см. гл. 3.3). Таким образом, приходная часть баланса составляет 3410 мгР/м2.
Расходная составляющая
Потоки Р из ДО Можайского водохранилища в летнее время 1993-2000 гг., изменялись от 0,9 до 50 мг Р/м2сут. Для периода вегетации поток Р из ДО в среднем принят равным 12 мгР/м2сут, средний за период 1993-2000 г.г. из осредненных по площади русловой ложбины значениями (см. гл. 3.1) и характеризующий период умеренного протекания биологических процессов (см. гл. 3.3). В оставшуюся часть года поток Р из ДО принят равным 1 мгР/м2сут. Потоки Р из ДО в феврале и марте 2000 г., полученные в лабораторных экспериментах, изменялись от 0,9 до 3,4 мг Р/м2сут, когда в средней и нижней частях водохранилища складывались анаэробные условия. Таким образом, расходная часть составляет 2010, а накопление -1400 мгР/м2.
Второй способ расчета накопления (седиментация плюс захоронение Sb) основан на непосредственных измерений концентраций Р в ДО (Сх) с учетом скорости осадконакопления (Voc), пористости осадка (к) и его удельной массы (d): Sb = Cx V0C d (l-K) (4.1)
По величинам содержания фосфора в зоне аккумуляции (табл. 4.1) получены величины накопления общего Р- 2450 мгР/м2год, соответственно органического -750 мгР/м2год и минерального - 1700 мгР/м2год.
При балансовом расчете не учитывалось поступления минеральных ВВ. В балансе взвешенных веществ 65% составляет размыв берегов, 28% - сток взвешенных наносов рек и 7%- автохтонное образование ОВ /11/ (см. гл.2.2), физико-химическое образование взвесей в самом водоеме не учтено в балансе и входит в невязку, составляющую 18%, также как и склоновый смыв /10/. В результате береговой абразии по-видимому поступление минерального Р незначительно, более значимо поступление с притоком, микроскопическое исследование взвешенного вещества притоков позволило установить, что минеральная часть которого состоит в основном из гидратов окиси железа в виде аморфных скоплений, агрегатов глинистых минералов и в меньшей степени из зерен кварца /10/, а наибольшее содержание Р можно ожидать в физико-химически образованных минеральных взвесях и в основном это соединения с железом.
Интересно посмотреть на сколько обуславливают деструкционные и сорбционные процессы расходную составляющую баланса Р в ДО (табл. 4.4). В летний период деструкция ОВ в ДО изменялась от 50 до 761, со средневзвещенным значением вдоль русловой ложбины 300 мгС/м2сут за период 1992-1999 г.г.(см. гл. 3.1), принимая что в свежоосаждающемся ОВ концентрация Р 1%, деструкция составит 3 мгР/м2сут. Зимой 2000 г. деструкция ОВ изменялась от 86,2 до 372 со средним значением 200 мгС/м2сут, отношение органического углерода к органическому Р в ДО равно 130, отсюда получим, что деструкция в оставшуюся часть года составит - 1,54 мгР/м2сут. Доля сорбионных процессов оценивалась как разница расходной составляющей и деструкции Р в ил ах. Как видно из табл. 4.4 поток Р из ДО в период вегетации обусловлен десорбцией накопленных в ДО подвижных форм Р. Обеспеченность расходной составляющей десорбируемым Р в ДО можно рассматривать как рециркулируемый Р, и соответственно как величину, характеризующее поступление в ходе седиментации минеральных так называемых хемогенных взвесей, образованных в результате физико-химических процессов в водоеме. Балансовые расчета сделанные в главе 3.3 говорят о больших величинах рециркулируемых потоках минерального Р во время вегетации.
Оценку накопления дает и сравнение концентрации Р в ДО, наблюдаемых в разные года. В таблице 4.5 приведены концентрации фракций Р в илах русловой ложбины Можайского водохранилища в 1999г. и в 70-х гг. (см. гл. 2 табл. 2.2) Сравнение их свидетельствует об практически неизменном содержания органического Р и накоплении общего Р за счет неапатиговой фракции. Таким образом в многолетнем плане отмечается значительный рост концентрации Рнеап 100
Сравнение содержаний минеральных форм Р вдоль русловой ложбины в 1999 гив 70-х годах (табл. 4.6) указывает на переотложение подвижных Рнеап и Рап в средний и нижний районы, что свидетельствует об усилившемся обороте минерального Р в системе вода-ДО в этих районах.
Таким образом, в распределении Р, ОВ и в гранулометрическом составе ДО прослеживаются изменения в зависимости от гидродинамических условий, четко разграничивающие Можайское водохранилище на зоны транзита и аккумуляции тонкодисперсного материала и ОВ, контролирующих содержание Р в грунте. В продольном плане максимальные накопления органического Р происходят в районах седиментации взвешенных веществ вод половодья. В поперечном распределении ОВ, органического Р и фракций минерального Р максимальные концентрации приходятся на русловую ложбину вследствие динамического перераспределения и увеличения биологической составляющей содержания органического Р, которая способствует также минерализационной активности илов русловой ложбины. Ведущую роль в накоплении минерального Р в ДО играет неапатитовая фракция Р вследствие максимальной адсорбирующей способности железосодержащих соединений. Результаты сравнительного анализа с данными предыдущих лет указывают на преимущественное накопление в ДО неапатитовой фракции Р, что указывает на усилившийся внутриводоемный оборот минерального Р в Можайском водохранилище.
